Tropospheric Precursors of Anomalous Northern Hemisphere Stratospheric Polar Vortices

Precursori Troposferici dei Vortici Polari Stratosferici Anomali dell’Emisfero Nord
CHAIM I. GARFINKEL E DENNIS L. HARTMANN
Dipartimento di Scienze Atmosferiche, Università di Washington, Seattle, Washington
FABRIZIO SASSI*
Centro Nazionale per la Ricerca Atmosferica, Boulder, Colorado
(Manoscritto ricevuto il 5 gennaio 2009, in forma definitiva il 9 febbraio 2010)
RIASSUNTO
La variabilità regionale extratropicale troposferica nel Pacifico settentrionale e nell’Europa orientale è ben correlata con la variabilità del vortice polare stratosferico dell’Emisfero Nord durante l’inverno, sia nei dati di rianalisi ECMWF che nel Modello Climatico Comunitario dell’Intera Atmosfera. Per spiegare questa correlazione, viene analizzato il collegamento tra la variabilità del flusso verticale di Eliassen-Palm nella stratosfera e la variabilità troposferica. Un ragionamento semplice mostra che la variabilità nel Pacifico settentrionale e nell’Europa orientale può approfondire o appiattire le onde stazionarie troposferiche invernali, e in particolare i suoi componenti di numero d’onda 1 e 2, fornendo così una spiegazione fisica della correlazione tra queste regioni e l’indebolimento del vortice. Questi due percorsi iniziano a indebolire il vortice stratosferico superiore quasi immediatamente, con un picco di influenza evidente dopo un ritardo di circa 20 giorni. L’influenza sembra poi propagarsi verso il basso nel tempo, come previsto dalla teoria dell’interazione onda-flusso medio. Questi schemi sono influenzati dall’ENSO e dalla copertura nevosa eurasiatica di ottobre. Le perturbazioni nel vortice indotte dalle due regioni si sommano linearmente. Questi due modelli e l’oscillazione quasi-biennale (QBO) sono linearmente correlati al 40% della variabilità del vortice polare durante l’inverno nei dati di rianalisi.

1. Introduzione
Recenti studi hanno dimostrato che l’ENSO ha un effetto sul vortice polare. Sassi et al. (2004) hanno utilizzato un modello di circolazione generale (GCM) con temperature superficiali del mare (SST) osservate dal 1950 al 2000 e hanno scoperto che la fase calda dell’ENSO (WENSO) porta a una stratosfera polare significativamente più calda. L’effetto era più pronunciato dalla fine dell’inverno all’inizio della primavera. Manzini et al. (2006) e Garcı́a-Herrera et al. (2006) hanno notato che le teleconnessioni dell’ENSO nel Pacifico settentrionale si propagano fino alla stratosfera. Taguchi e Hartmann (2006) hanno forzato un GCM con condizioni di gennaio perpetuo sia sotto le condizioni SST della fase calda (WENSO) che della fase fredda dell’ENSO (CENSO) nel Pacifico e hanno trovato più riscaldamenti stratosferici improvvisi, più onde zonali di media latitudine di numero d’onda-1 (d’ora in poi, onda-1), e un vortice più disturbato sotto le condizioni WENSO rispetto a quelle CENSO. Limpasuvan et al. (2005a) hanno scoperto che nelle osservazioni, la teleconnessione del Pacifico settentrionale tipicamente associata a CENSO porta a un’intensificazione del vortice. Garfinkel e Hartmann (2007) e Camp e Tung (2007b) hanno dimostrato la significatività statistica dell’effetto dell’ENSO sul vortice polare nei dati di rianalisi. Garfinkel e Hartmann (2008, d’ora in poi GH08) hanno mostrato che il meccanismo principale attraverso il quale l’ENSO modula il vortice è tramite la sua teleconnessione extratropicale caratteristica, che somiglia strettamente al modello del Pacifico-Nord America (PNA). In particolare, GH08 ha dimostrato che l’ENSO modifica il campo dell’altezza geopotenziale dell’onda-1 nella troposfera in modo tale che l’altezza dell’onda-1 e il flusso di Eliassen–Palm (EP) siano aumentati nella teleconnessione caratteristica di WENSO rispetto a quella caratteristica di CENSO. Ineson e Scaife (2009) ritengono che questa via sia importante per l’effetto dell’ENSO sul clima europeo. È ormai ben stabilito che WENSO indebolisce il vortice polare stratosferico invernale.Una serie di articoli, a partire da Cohen e Entekhabi (1999), ha collegato la copertura nevosa dell’Eurasia in ottobre, l’alta pressione siberiana in novembre e la variabilità del vortice polare in dicembre e gennaio. Un riassunto dei lavori precedenti si può trovare in Gong et al. (2007). La neve influenza direttamente solo la bassa troposfera sopra la regione dell’anomalia nevosa, tuttavia, e il percorso attraverso il quale la copertura nevosa anomala influisce sulla circolazione non locale è stata una questione aperta (vedi Cohen et al. 2005; Limpasuvan et al. 2005b). Di recente, Fletcher et al. (2009) hanno scoperto che il raffreddamento diabatico dalla neve causa un sollevamento delle superfici isentropiche locali. Allo stesso modo in cui una montagna causa un’alta pressione a monte e una bassa a valle, le superfici isentropiche bombate a causa della neve inducono un’alta pressione a monte (che si estende fino all’Europa) e una bassa a valle (che si estende fino alla linea del cambio di data). Queste caratteristiche, e in particolare la bassa pressione nel nord-ovest del Pacifico, si propagano verso l’alto nella stratosfera. Hardiman et al. (2008) hanno mostrato come i dettagli della posizione geografica della bassa pressione a valle sul nord-ovest del Pacifico influenzino la capacità di un modello di simulare l’effetto sulla circolazione del vortice polare della neve di ottobre. Ai fini di questo articolo, assumiamo che un’alta pressione a monte (che si estende fino all’Europa orientale) e una bassa a valle (che si estende fino al nord-ovest del Pacifico) siano associate alle anomalie della copertura nevosa eurasiatica.

L’oscillazione quasi-biennale (QBO) influisce anch’essa sul vortice polare. Holton e Tan (1980) furono i primi a notare che l’altezza geopotenziale media zonale alle alte latitudini è significativamente inferiore durante la fase occidentale della QBO a 50 hPa rispetto alla fase orientale. Da allora, molti studi basati su modelli (Hampson e Haynes 2006; Pascoe et al. 2006; Naito e Yoden 2006) e studi basati su dati (Ruzmaikin et al. 2005; Garfinkel e Hartmann 2007) hanno analizzato gli effetti della QBO sul vortice polare e, al livello di dettaglio discusso in questo articolo, hanno raggiunto conclusioni simili. Sebbene la QBO sia al di fuori del focus principale di questo articolo, ne discuteremo brevemente.

La nostra indagine si concentrerà su come le anomalie troposferiche generate dall’ENSO o dalle anomalie nevose eurasiatiche di ottobre, o qualsiasi altro processo come il bloccaggio (Martius et al. 2009), possono indebolire il vortice. La sezione 2 introduce i dati e le diagnosi. La sezione 3 motiva la sezione 4, che fornisce un meccanismo fisico attraverso il quale le anomalie troposferiche possono propagarsi verso l’alto fino al vortice. Le sezioni 5-8 esplorano le implicazioni.2. Dati e strumenti diagnostici
I dati delle 12:00 UTC prodotti dal Centro Europeo per le Previsioni Meteorologiche a Medio Termine vengono utilizzati. Il dataset di Ri-analisi ECMWF di 40 anni (ERA-40) è utilizzato per i primi 45 anni (Uppala et al. 2005), e l’analisi è estesa utilizzando l’analisi operativa ECMWF degli Oceani Tropicali e dell’Atmosfera Globale (TOGA). Tutti i dati pertinenti dal periodo settembre 1957 ad agosto 2007 sono inclusi in questa analisi, fornendo 50 anni di dati. Randel et al. (2004) hanno trovato che i dati ERA-40 sono sempre meno accurati sopra i 10 hPa; qui mostriamo tutti i livelli.

Utilizziamo anche una simulazione di 126 anni del Modello Climatico Comunitario dell’Intera Atmosfera (WACCM), versione 3.5, per supportare ulteriormente i risultati ottenuti dai dati ECMWF. La risoluzione orizzontale è di 1,9° di latitudine per 2,5° di longitudine con 66 livelli verticali dal suolo fino a circa 140 km. La fisica e la chimica nell’atmosfera media sono identiche alla versione 3.0 descritta in Garcia et al. (2007). La convezione troposferica è migliorata rispetto alla 3.0 per includere un nuovo trattamento della diluizione dell’entrainment nella convezione (Neale et al. 2008) e del trasporto di momento convettivo (Richter e Rasch 2008). Il WACCM è eseguito come componente atmosferica del Modello del Sistema Climatico Comunitario del Centro Nazionale per la Ricerca Atmosferica (NCAR) (CCSM) (Collins et al. 2006).In questa configurazione, il modello interagisce con la terra, un oceano a piena profondità (che genera un fenomeno simile all’ENSO) e un modello di ghiaccio marino. La simulazione è una corsa a sezione temporale con composizione chimica corrispondente al 1995, variazioni solari spettrali, seguendo Marsh et al. (2007), e un QBO impostato come prescritto dall’attività di valutazione del Modello Clima–Chimica (CCM) (i dati sono disponibili online all’indirizzo http://www.pa.op.dlr.de/CCMVal/Forcings/CCMVal_Forcings_WMO2010.html) per la valutazione dell’ozono dell’Organizzazione Meteorologica Mondiale. La simulazione usata in GH08 non aveva un QBO e aveva temperature superficiali del mare prescritte (e quindi un ENSO prescritto). Eccetto dove indicato, la coordinata verticale ibrida sigma/pressione è convertita in una coordinata di pressione prima di qualsiasi analisi. L’altezza geopotenziale anomala del cappuccio polare, media dell’area da 70°N verso il polo e da 3 a 30 hPa (24,5 a 40,7 km nella nostra scala logp), è usata come indice della forza del vortice polare [da ora in poi indice di forza del vortice (VSI)]. Altezze anormalmente basse indicano un vortice più forte. Questo indice è calcolato sia per anomalie giornaliere (le anomalie sono calcolate come deviazioni dalla climatologia di quella data del calendario, dopo che è stato applicato un filtro passa-basso Butterworth di nono ordine di 30 giorni per levigare la climatologia) che per anomalie mensili (le anomalie sono calcolate come deviazioni dalla climatologia di quel mese del calendario).

Come in GH08, il QBO è il vento zonale medio per area dell’ECMWF da 10°S a 10°N a 50 hPa, che assomiglia strettamente alla fase QBO che influisce maggiormente sul vortice all’inizio dell’inverno (Anstey e Shepherd 2008). I dati sulla copertura nevosa eurasiatica provengono da Brown (2000) per il periodo 1957-1997 (disponibili online) e dall’Università Rutgers per il periodo 1967-2007 (disponibili online). Nel periodo di sovrapposizione dal 1967 al 1997, usiamo una somma ponderata in modo equo tra i due. La correlazione tra il nostro indice e l’indice in Cohen et al. (2007) dal 1966 al 2004 è 0.85. Gli indici di altezza geopotenziale nella troposfera saranno definiti nella sezione 4. L’indice Niño-3.4 dal Centro di Previsione Climatica (CPC)/Centri Nazionali per la Previsione Ambientale (NCEP) è usato nella sezione 8 come nostro indice ENSO. Tutti gli indici sono definiti in modo tale che tutte le correlazioni tra i vari indici siano positive. Al di fuori delle sezioni 4a e 4c (dove discutiamo i meccanismi fisici), calcoliamo le correlazioni tra serie temporali. Le serie temporali mostrano autocorrelazione, quindi il numero di gradi di libertà (DOFs) usati nei test di significatività è minore rispetto al numero di giorni di dati disponibili. Per tenerne conto, calcoliamo i DOFs per ciascun indice coinvolto in una data correlazione (seguendo Bretherton et al. 1999) e poi assegniamo i DOFs minori degli indici costituenti che compongono quella correlazione come i DOFs per quella correlazione.

Nella sezione 4 vengono utilizzate tre diagnosi: diagrammi del flusso EP, diagrammi della varianza dell’altezza delle onde-1 e onde-2, e altezza su una superficie di pressione. Una descrizione completa di come queste sono calcolate si trova in GH08. Per il flusso EP, si prende l’anomalia dalla media zonale per u, T, v e y dei dati giornalieri ECMWF delle 12:00 UTC. Lo spettro incrociato di Fourier zonale è usato per calcolare le componenti delle onde-1 e onde-2 di y’u’, v’u’ e y’u’. Queste covarianze sono poi utilizzate per calcolare i vettori del flusso EP usando le equazioni di Vallis (2006, p. 537) e Andrews et al. (1987, p. 128). Per la sezione 4a, le anomalie giornaliere sono calcolate come deviazioni dalla climatologia di quella data del calendario, dopo aver applicato un filtro passa-basso di Butterworth di nono ordine con taglio a 30 giorni per levigare la climatologia. Per la sezione 4c, si creano anomalie mensili come segue. Si calcola una media mensile del flusso EP giornaliero per ogni mese. Il ciclo annuale è calcolato facendo la media su ogni mese del calendario, e il ciclo annuale viene poi sottratto dai flussi EP grezzi per produrre i flussi EP anomali. Un test di Monte Carlo è utilizzato per stabilire la significatività tra diversi compositi del flusso EP anomalo. Se una delle componenti del flusso EP è significativamente diversa tra le due fasi, il punto è ombreggiato di grigio. I vettori del flusso EP sono scalati in modo tale che i vettori rappresentati appaiano divergenti quando lo sono.

Vengono mostrati anche i diagrammi della varianza delle onde-1 e onde-2 dell’altezza geopotenziale. Lo spettro di potenza è la decomposizione per numero d’onda della varianza totale; quindi, un grafico della componente dell’onda-1 o dell’onda-2 dello spettro di potenza mostra la varianza per ciascun numero d’onda. La varianza dell’onda, piuttosto che l’ampiezza effettiva, viene tracciata a causa della relazione tra la varianza totale della funzione di flusso e il flusso EP per le onde di Rossby. Come il flusso EP, la varianza dell’onda è calcolata dai dati giornalieri dell’ECMWF, mediata in medie mensili, e poi ha la climatologia rimossa. La varianza dell’onda è moltiplicata per la densità prima di essere tracciata. Un test di Monte Carlo è utilizzato per testare la significatività tra diversi compositi, e le regioni significative sono ombreggiate. Per entrambi i diagrammi del flusso EP e i diagrammi della varianza dell’onda, viene tracciata la differenza tra i 20 mesi più estremi di ciascuna fase di un dato indice.

L’ultima diagnostica utilizzata è il modello di altezza geopotenziale anomalo delle onde-1, onde-2 e di tutte le onde rispetto alla climatologia. Questi sono prodotti regredendo gli indici rilevanti contro una decomposizione di Fourier zonale dell’altezza geopotenziale. Questo permette di collegare visivamente il modello completo di variabilità associato a un dato indice al modello delle onde-1 e onde-2 che stabilisce e quindi confrontare le anomalie nelle onde 1 e 2 con le onde climatologiche 1 e 2. Se le anomalie nelle onde troposferiche 1 e 2 su un livello di pressione sono in (fuori) fase con la climatologia, ci aspettiamo un aumento (diminuzione) del flusso EP e della varianza dell’altezza.

3. Precursori troposferici dell’indebolimento del vortice
Iniziamo identificando in modo obiettivo le anomalie troposferiche strettamente correlate con l’indebolimento del vortice. Per fare ciò, calcoliamo la differenza nell’indice VSI tra ogni giorno e dieci giorni successivi; i valori positivi (negativi) indicano l’indebolimento (intensificazione) del vortice. Successivamente, correlazioniamo questo indice di indebolimento del vortice (VWI) con le serie temporali delle altezze geopotenziali anomale di novembre-febbraio (NDJF) in ogni punto della griglia nella midtroposfera. Questo metodo individua le località nella troposfera durante NDJF che sono associate a un indebolimento o rafforzamento del vortice polare. L’altezza geopotenziale troposferica è levigata con un filtro passa-basso Butterworth di nono ordine con taglio di 6 giorni per rimuovere la variabilità sinottica; l’inclusione della variabilità sinottica non altera significativamente i nostri risultati.
La Figura 1a (Fig. 1b) mostra la correlazione delle altezze a 500 hPa con l’indice di indebolimento del vortice nella rianalisi (WACCM). Tre centri di un treno d’onda di Rossby del Pacifico centrale e un’alta pressione sull’Europa orientale, appaiono indebolire il vortice sia nel modello che nella rianalisi. L’influenza troposferica, specialmente l’alta pressione sull’Europa orientale, sembra più debole in WACCM rispetto alla rianalisi, ma, nel complesso, i due risultati concordano.

Queste correlazioni significative sollevano le seguenti domande specifiche:

Matsuno (1970) ha spiegato come le onde a scala planetaria nella troposfera possano propagarsi verso l’alto e modulare il vortice polare. Tuttavia, il vortice polare ha una variabilità generata internamente che è presente anche con una forzatura troposferica costante (Holton e Mass 1976; Scott e Haynes 2000; Scott e Polvani 2006; Gray et al. 2003). Quanto della variabilità osservata nel vortice polare è coerente con la variabilità nella troposfera e con il QBO? Vedi la sezione 8.

È possibile spiegare con un ragionamento semplice perché le anomalie troposferiche in queste due regioni indebolirebbero il vortice? Qual è la scala temporale di questa influenza? Queste due anomalie regionali rappresentano vie importanti attraverso cui l’ENSO e la copertura nevosa eurasiatica influenzano il vortice? Queste anomalie regionali influenzano il vortice più intensamente all’inizio dell’inverno o alla fine dell’inverno? Vedi le sezioni 4, 5, 6 e 7 rispettivamente.

Le perturbazioni del vortice associate alla variabilità dell’Europa orientale e alla variabilità del Pacifico settentrionale si sommano linearmente? In particolare, il vortice è al suo punto più debole quando le altezze sopra il Pacifico settentrionale e l’Europa orientale sono entrambe in una fase che indipendentemente agirebbe per indebolire il vortice? Camp e Tung (2007a) hanno scoperto che il vortice era poco diverso tra QBO orientale e QBO occidentale sotto condizioni di massimo solare, e anche tra minimo solare e massimo solare sotto condizioni di QBO orientale; esiste una simile non linearità quando questi due percorsi troposferici vengono esaminati? Vedi la sezione 8.

La Figura 1 visualizza i precursori troposferici dell’indebolimento del vortice:

• Parte (A): Mostra la correlazione tra le altezze anomale giornaliere a 500 hPa e l’indice di indebolimento del vortice (differenza nell’indice VSI dal giorno n al giorno n+10) durante i mesi di novembre, dicembre, gennaio e febbraio (NDJF) nei dati del ECMWF. Le regioni con correlazioni significative, determinate tramite un test t di Student bicaudale con un livello di significatività del 95%, sono ombreggiate.
• Parte (B): Analogamente alla parte (A), ma utilizzando i dati del modello WACCM, focalizzandosi sull’altezza al livello di pressione-sigma del modello 0.510. Anche qui, le regioni con correlazioni statisticamente significative sono ombreggiate.

Le aree ombreggiate in entrambe le parti della figura indicano le regioni dove le variazioni nell’altezza geopotenziale sono fortemente correlate con l’indebolimento del vortice polare, suggerendo un’importante influenza di queste anomalie troposferiche sulla dinamica del vortice. Queste correlazioni sono cruciali per comprendere i meccanismi di interazione tra la troposfera e la stratosfera.

4. Connessione tra la variabilità troposferica regionale e planetaria
a. La nostra spiegazione
Offriamo ora una spiegazione dinamica di come la variabilità nel Pacifico settentrionale e nell’Europa orientale possa influenzare il vortice: le anomalie di altezza, alte o basse, in queste località possono interferire costruttivamente e distruttivamente con le onde planetarie climatologiche e quindi influenzare il flusso EP stratosferico. Sappiamo che il vortice è indebolito climatologicamente dall’interruzione delle onde planetarie (Matsuno 1970) e che i flussi EP sono proporzionali al prodotto delle perturbazioni di velocità e temperatura, potenzialmente quadratico in ampiezza d’onda (Andrews et al. 1987, pagg. 188, 231, e Dunkerton et al. 1981). Dimostriamo qui che le anomalie collocate con le asimmetrie zonali climatologiche influenzano fortemente i flussi EP delle onde-1 e onde-2. Cerchiamo quindi regioni che potenzino sia il flusso EP delle onde-1 che delle onde-2 e poi confrontiamo queste regioni con quelle identificate nella sezione 3. Nella sezione 4c, ci concentriamo specificamente su queste regioni.

Il primo passo è capire come la variabilità troposferica influenzi il flusso EP nella stratosfera inferiore. Le asimmetrie zonali climatologiche in altezza sono associate (sotto una serie di ipotesi) al flusso EP delle onde-1 e onde-2 (vedi Andrews et al. 1987, pagg. 188, 231, e Dunkerton et al. 1981), che possono propagarsi verso l’alto e indebolire il vortice. Le Figure 2a e 2b mostrano le componenti delle onde-1 e onde-2 del campo di altezza climatologica per NDJF (la Fig. 2d mostra il campo completo di altezza delle eddy climatologiche da cui sono derivate le componenti delle onde-1 e onde-2). Queste asimmetrie dei campi di altezza delle onde-1 e onde-2, prodotte dalla forzatura orografica e termica dell’emisfero nord, sono collegate al flusso EP che indebolisce il vortice nella climatologia. Un aumento nell’ampiezza di queste asimmetrie è atteso per aumentare quadraticamente il flusso EP. Le anomalie che sono in fase, e quindi interferiscono costruttivamente, con le asimmetrie climatologiche sono le più efficaci nell’approfondirle. Testiamo quindi se la variabilità regionale che è in fase con, e quindi aumenta l’ampiezza di, le altezze climatologiche delle onde-1 e onde-2 porta a un aumento del flusso EP.

Testiamo ciò creando compositi dei 100 giorni con il flusso EP verticale anomalo più negativo e più positivo delle onde-1 (onde-2) a 70 hPa (500 hPa), mediato arealmente da 35°N verso il polo durante NDJF nei dati ECMWF. Successivamente, esaminiamo le anomalie dell’altezza geopotenziale a 500 hPa in ogni punto della griglia due giorni prima del massimo nel flusso EP a 70 hPa (i risultati sono simili se si utilizza un ritardo di uno o tre giorni) e simultaneamente con il massimo nel flusso EP a 500 hPa. In questo modo, isoliamo le anomalie troposferiche che tipicamente precedono le anomalie del flusso EP delle onde-1 (onde-2). Quindi prendiamo la differenza nel campo di altezza tra il composito del flusso EP anomalo più negativo e quello più positivo e lo rappresentiamo nella Figura 3. La Figura 3 mostra che il flusso EP delle onde-1 (onde-2) è significativamente modulato (per il flusso EP a 500 hPa la significatività supera il 99,99%) da un pattern di anomalie dell’altezza extratropicale delle onde-1 (onde-2). Un confronto tra la Figura 3 e le Figure 2a,b mostra che le anomalie troposferiche che portano a un potenziato flusso EP delle onde-1 (onde-2) sono collocate con le asimmetrie zonali climatologiche delle onde-1 (onde-2). Questi risultati implicano che le anomalie dell’altezza troposferica che interferiscono costruttivamente con le onde planetarie climatologiche influenzano significativamente il flusso EP verticale delle onde-1 e onde-2 nella stratosfera inferiore, supportando il nostro argomento dinamico.

Torniamo ora alla nostra domanda originale: perché le anomalie troposferiche del Pacifico settentrionale e dell’Europa orientale sono ben correlate con l’indebolimento del vortice? Un’analisi attenta delle Figure 2a,b mostra che le onde climatologiche 1 e 2 sono entrambe basse sul Pacifico nord-occidentale e alte sull’Europa orientale; quindi, le anomalie che rinforzano queste asimmetrie climatologiche indeboliranno molto probabilmente il vortice. Un approccio leggermente più quantitativo consiste nel filtrare passa-basso l’intero campo di altezza delle eddy, nella Figura 2d, e notare dove appaiono alti e bassi. Applichiamo un filtro Butterworth di nono ordine con un taglio che permette quasi tutte le onde-2 di passare ma molto poco delle onde-3 o superiori per generare la Figura 2c. Le asimmetrie troposferiche climatologiche a basso numero d’onda sono più forti sul Pacifico settentrionale e sull’Europa orientale; quindi, si prevede che le anomalie in queste località influenzino il vortice.

La Figura 4 è analoga alla Figura 2 ma per i dati WACCM. Come nella Figura 2c, un basso potenziato sul Pacifico settentrionale aumenterà le altezze delle onde troposferiche 1 e 2. Nella Figura 4c, l’alto che era più confinato all’Europa orientale ora si indebolisce e si diffonde nell’Oceano Atlantico e in Siberia.

Pertanto, potremmo non aspettarci che l’alta pressione sull’Europa orientale abbia un effetto altrettanto forte nel WACCM come nella rianalisi. Tuttavia, nel complesso, il WACCM presenta onde stazionarie troposferiche realistiche (ovvero, orografia realistica e contrasto terra-mare). Questa somiglianza tra le onde planetarie troposferiche porta alla somiglianza tra le Figure 3a e 3b riguardo le anomalie troposferiche regionali meglio correlate con l’indebolimento del vortice.

Le eddy climatologiche sono potenziate da un basso sul Pacifico settentrionale, dove le onde climatologiche 1 e 2 sono entrambe basse, e da un alto sull’Europa orientale, dove le onde climatologiche 1 e 2 sono entrambe alte. Quando le anomalie rinforzano le eddy climatologiche, si prevede che la spinta dell’onda sul vortice dalla troposfera aumenti. Sebbene sarà necessaria la modellazione per esplorare più a fondo questo meccanismo di interferenza lineare (ad esempio, Smith et al. 2010, manoscritto sottoposto a J. Climate) sosteniamo che questo meccanismo possa spiegare perché le anomalie forti in queste due località siano ben correlate con l’indebolimento del vortice nella Figura 1.

La Figura 2 mostra diversi campi di altezza climatologici a 500 hPa nei dati ECMWF, rappresentando le onde planetarie e le strutture delle eddy durante i mesi di novembre, dicembre, gennaio e febbraio (NDJF). Ogni pannello visualizza un aspetto diverso dell’atmosfera:

• Parte (A): Onda climatologica 1 – Questo pannello mostra il campo di altezza per la componente dell’onda 1 climatologica. Le grandi anomalie sono ombreggiate per facilitare la visualizzazione. L’intervallo dei contorni è di 32 metri.
• Parte (B): Onda climatologica 2 – Simile al pannello A, ma per l’onda 2. Anche qui, le anomalie significative sono ombreggiate e l’intervallo dei contorni è di 32 metri.
• Parte (C): Campo di altezza a basso numero d’onda – Questo pannello focalizza su strutture a basso numero d’onda, che tendono a mostrare pattern su larga scala. L’intervallo dei contorni è di 48 metri.
• Parte (D): Campo di altezza per tutte le eddy – Visualizza il campo di altezza per tutte le componenti delle eddy, includendo tutte le scale di variazione. L’intervallo dei contorni è di 64 metri.

Ciascun pannello sottolinea come differenti strutture delle onde e delle eddy influenzino la troposfera a 500 hPa, mostrando dove si concentrano le anomalie di altezza più significative. Le aree ombreggiate indicano regioni dove le anomalie sono particolarmente grandi, suggerendo aree di maggiore attività atmosferica o variazione. Queste visualizzazioni aiutano a comprendere le dinamiche atmosferiche su larga scala e il loro potenziale impatto sul vortice polare.

b. L’Indice delle Aleutine (AlI) e l’Indice dell’Europa Orientale (EEI)
Prima di fornire ulteriori prove causali che collegano la variabilità dell’altezza regionale alla variabilità del vortice, creiamo indici nelle due località dove le Figure 1, 2c e 4c mostrano forti asimmetrie zonali. Un indice mensile e giornaliero dell’altezza geopotenziale anomala a 500 hPa a 55°N, 175°E, d’ora in poi chiamato Indice delle Aleutine (AlI), e a 60°N, 40°E, d’ora in poi chiamato Indice dell’Europa Orientale (EEI), sono creati per monitorare la variabilità temporale in ciascuna località. Le anomalie per gli indici mensili sono calcolate come deviazioni dalla climatologia di quel mese del calendario, e le anomalie per gli indici giornalieri sono calcolate come deviazioni dalla climatologia dopo l’applicazione di un lisciante di 30 giorni alla climatologia giornaliera. La correlazione dell’EEI mensile (giornaliero) con l’AlI in NDJF è -0.05 (-0.01), quindi gli indici sono indipendenti l’uno dall’altro. Entrambi gli indici sono definiti in modo tale che la fase positiva risulti in un vortice più debole. Questa fase è denominata la fase ‘‘W’’; la fase che raffredda e rafforza il vortice è denominata la fase ‘‘C’’.

Sia l’AlI che l’EEI presentano una bassa autocorrelazione da un mese all’altro. Queste piccole autocorrelazioni significano che l’EEI e l’AlI di ogni mese sono quasi statisticamente indipendenti.

In GH08, è stato esaminato l’effetto del PNA sul vortice. Qui ci concentriamo esclusivamente sulla componente della bassa pressione del Pacifico settentrionale del PNA perché il Pacifico settentrionale, più degli altri centri, si trova più vicino a un minimo (o massimo) del modello di onda planetaria climatologica. La correlazione dell’AlI mensile in NDJF con il VSI ritardato di un mese è 0.26, che è leggermente superiore alla correlazione del vortice con l’indice PNA come definito dal CPC/NCEP usato in GH08 (0.20). La correlazione tra il PNA e l’AlI è 0.62.

La Figura 3 mostra la composizione dell’altezza troposferica basata sugli anomali flussi EP delle onde-1 e onde-2. I pannelli illustrano la differenza nelle altezze geopotenziali anomale giornaliere a 500 hPa tra i 100 giorni con il flusso EP delle onde-1 e onde-2 più negativo e positivo. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascun pannello:

• Parte (A): Mostra la differenza delle altezze a 500 hPa per il flusso EP estremo dell’onda-1 a 500 hPa. Le regioni con differenze statisticamente significative, valutate mediante un test t di Student bicaudale al 95% di livello di significatività, sono ombreggiate. Questo pannello aiuta a visualizzare come le altezze estreme associate all’onda-1 influenzino la struttura atmosferica a questo livello.
• Parte (B): Analogamente alla parte (A), ma per il flusso EP dell’onda-2 a 500 hPa. Mostra come le altezze estreme associate all’onda-2 modifichino l’atmosfera, con le aree significative anch’esse ombreggiate.
• Parte (C): Simile alla parte (A), ma questa volta per il flusso EP dell’onda-1 a 70 hPa. Questo pannello approfondisce come le variazioni nel flusso EP ad un livello più alto (stratosfera bassa) possano essere collegate a variazioni nelle altezze a 500 hPa.
• Parte (D): Come la parte (C), ma per il flusso EP dell’onda-2 a 70 hPa. Esplora le implicazioni delle altezze estreme dell’onda-2 nella modulazione della stratosfera bassa.

Nessun lisciamento è applicato agli indici, e per facilitare la visualizzazione, la latitudine inferiore utilizzata qui differisce da quella usata nelle altre figure del documento. I gradi di libertà sono ridotti includendo tutti i giorni che rientrano in un intervallo di 5 giorni come un singolo grado di libertà. L’intervallo dei contorni è di 50 m. Questa figura aiuta a capire come le variazioni significative nelle onde troposferiche 1 e 2, a diverse altezze, influenzino la dinamica della stratosfera, sottolineando la connessione tra i cambiamenti a livello troposferico e quelli più elevati nell’atmosfera.

La Figura 4 presenta campi di altezza climatologici simili alla Figura 2, ma utilizzando i dati del modello WACCM (Whole Atmosphere Community Climate Model) anziché i dati ECMWF. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascun pannello:

• Parte (A): Climatological NDJF, wave 1 – Mostra il campo di altezza climatologico per la componente dell’onda 1 durante i mesi di novembre, dicembre, gennaio e febbraio (NDJF) come simulato dal WACCM. Questo pannello illustra le variazioni di altezza associate all’onda 1, evidenziando aree con maggiori o minori altezze rispetto alla media.
• Parte (B): Climatological NDJF, wave 2 – Simile alla parte (A), ma per la componente dell’onda 2. Questo pannello mostra come le variazioni di altezza associate all’onda 2 si distribuiscono globalmente nel modello WACCM.
• Parte (C): Low wavenumber height field – Visualizza il campo di altezza per le onde a basso numero d’onda nel WACCM. Fornisce una rappresentazione delle strutture atmosferiche su larga scala, inclusi i principali sistemi di alta e bassa pressione.
• Parte (D): Full eddy height field – Presenta il campo di altezza per tutte le eddy nel WACCM, mostrando le variazioni atmosferiche complessive a tutte le scale di movimento, da quelle più grandi a quelle più piccole.

Ogni pannello aiuta a comprendere come il WACCM simuli le variazioni climatologiche e le strutture di movimento dell’aria nella troposfera durante i mesi invernali. Le figure sono utili per confrontare i risultati del modello WACCM con osservazioni reali o altri modelli come l’ECMWF, evidenziando differenze e somiglianze nelle simulazioni climatiche di questi modelli. Le aree ombreggiate indicano regioni di particolare interesse dove le anomalie di altezza sono più marcate, suggerendo potenziali aree di attività meteorologica intensa o interazioni dinamiche significative.

c. Meccanismo per l’influenza apparente del Pacifico Settentrionale e dell’Europa Orientale

In questa sottosezione, forniamo ulteriori prove causali che la variabilità dell’AlI (Indice delle Aleutine) e dell’EEI (Indice dell’Europa Orientale) porta a una modifica della spinta d’onda sul vortice. Vengono utilizzati dati medi mensili. La prima diagnostica usata per studiare come l’EEI influenzi il vortice è l’altezza geopotenziale a 500 hPa insieme ai suoi componenti dell’onda-1 e onda-2 (Figure 5a–c), confrontati con l’onda-1 e onda-2 climatologiche (Figure 2a,b). La prima diagnostica è generata regredendo l’EEI contro le altezze a 500 hPa. Le altre diagnostiche sono il flusso EP e la varianza dell’altezza delle onde-1 e onde-2 (Figure 6a,b e 7a,b), che sono ottenute calcolando la differenza tra i 20 estremi positivi e negativi più grandi nell’EEI. L’anomalia dell’onda-1 associata all’EEI è per lo più in quadratura con la climatologia, ma l’onda-2 è in fase con la climatologia in WEEI e fuori fase con la climatologia in CEEI. Il flusso EP e la varianza dell’altezza dell’onda-2 (Figure 7a,b) sono significativamente aumentati in WEEI rispetto a CEEI, indebolendo il vortice. L’onda 1 (Figure 6a,b) fa molto poco per cambiare il vortice in WEEI rispetto a CEEI. Troviamo che l’effetto netto di un alto potenziato sull’Europa orientale (cioè la fase WEEI) è un significativo aumento della convergenza del flusso EP al vortice, in linea con il nostro meccanismo fisico.Il secondo percorso regionale è un basso delle Aleutine. Guarda le Figure 5d–f per le altezze delle eddy delle onde-1, onde-2 e tutte le onde regressate contro l’AlI; queste devono essere confrontate con le onde climatologiche 1 e 2 (Figure 2a,b). L’anomalia dell’onda-1 in WAlI (CAlI) è in fase (fuori fase) con la climatologia. In contrasto, l’anomalia dell’onda-2 è in gran parte in quadratura con il campo dell’onda-2 climatologica. Il flusso EP e la varianza dell’altezza dell’onda-1 (Figure 6c,d) sono significativamente aumentati in WAlI rispetto a CAlI. Il flusso EP e la varianza dell’altezza dell’onda-2 (Figure 7c,d) sono significativamente ridotti e si verifica una divergenza anomala del flusso EP dell’onda-2 al vortice, ma la convergenza dell’onda-1 sovrasta la divergenza dell’onda-2 in modo tale che la convergenza totale del flusso EP al vortice sia aumentata nel composto WAlI rispetto al composto CAlI, anche questo coerente con il nostro meccanismo fisico. La posizione longitudinale del basso del Pacifico settentrionale che si prevede influenzi maggiormente il vortice nelle Figure 2c e 4c differisce leggermente dalla longitudine di correlazione massima nella Figura 1.In particolare, un basso vicino alla linea del cambio data, non vicino alla Russia, è quello che mostra la migliore correlazione con l’indebolimento del vortice. Per studiare perché la variabilità del Pacifico nord-occidentale ha una correlazione leggermente inferiore con il vortice rispetto alla variabilità del basso delle Aleutine, indichiamo la variabilità del Pacifico nord-occidentale con l’altezza geopotenziale anomala a 55°N, 130°E; creiamo le tre diagnostiche nelle Figure 5–7 (non mostrate); e le confrontiamo con le stesse tre diagnostiche per l’AlI.

Come ci si potrebbe aspettare dalle Figure 2a,b, l’anomalia dell’onda-1 (onda-2) associata a un basso del Pacifico nord-occidentale è più debole (più forte) rispetto all’AlI. Sebbene la convergenza del flusso EP dell’onda-2 al vortice sia leggermente maggiore per un basso potenziato del Pacifico nord-occidentale rispetto all’AlI, il flusso EP dell’onda-1, che indebolisce notevolmente il vortice durante un profondo basso delle Aleutine, ha solo un effetto moderato sulla convergenza del flusso EP al vortice per un basso del Pacifico nord-occidentale. Il vortice è sensibile alla convergenza totale del flusso EP (cioè, di tutte le onde) al vortice polare, quindi una piccola divergenza dall’onda 2 può essere compensata da una grande convergenza dall’onda 1; quindi, un basso sul Pacifico centrale sembra più efficace nell’indebolire il vortice. Tuttavia, si prevede che un basso potenziato in qualsiasi parte del Pacifico centrale e occidentale nord aumenterà la convergenza del flusso EP al vortice. Sebbene sarà necessaria una modellazione semplificata per dimostrare che l’AlI e l’EEI influenzino il vortice interferendo costruttivamente con il campo delle onde planetarie climatologiche, crediamo che questo meccanismo possa spiegare gran parte della correlazione nella Figura 1.

La Figura 5 mostra lo stato troposferico ottenuto regredendo le altezze a 500 hPa rispetto agli indici europei orientali (a 60°N, 40°E) e delle Aleutine (a 55°N, 175°E). I pannelli illustrano le altezze totali (cioè, tutte le onde), le altezze delle onde-1 e le altezze delle onde-2. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascun pannello:

• Parte (A) e (D): Total (all-wave) heights – Questi pannelli mostrano le altezze totali, includendo tutte le componenti delle onde, regredendo contro gli indici dell’Europa orientale (A) e delle Aleutine (D). Le ampiezze rappresentano un’anomalia di una deviazione standard in altezza. Le grandi anomalie sono ombreggiate per facilitare la visualizzazione. L’ultimo contorno chiuso in (A) è a 80 m e in (D) a 2100 m; gli intervalli di contorno sono di 20 m in (A) e (D).
• Parte (B) e (E): Wave-1 heights – Questi pannelli mostrano le altezze specifiche per l’onda-1, separate per gli indici dell’Europa orientale (B) e delle Aleutine (E). Anche qui, le anomalie più grandi sono ombreggiate e l’intervallo di contorno è di 10 m.
• Parte (C) e (F): Wave-2 heights – Analogamente ai pannelli per l’onda-1, questi mostrano le altezze per l’onda-2 rispetto agli stessi indici. Le anomalie significative sono ombreggiate e seguono lo stesso intervallo di contorno di 10 m dei pannelli delle onde-1.

La figura fornisce una visualizzazione chiara di come le anomalie nelle altezze a 500 hPa, influenzate dagli indici di queste due regioni geografiche, si manifestano attraverso differenti componenti delle onde atmosferiche. Le ombreggiature indicano regioni di anomalie particolarmente grandi, suggerendo aree dove l’influenza degli indici è più marcata rispetto alla media climatologica. Questa rappresentazione aiuta a comprendere meglio come variazioni specifiche in queste regioni possano avere impatti distanti su altri aspetti della dinamica atmosferica, come la formazione e la forza del vortice polare.

La Figura 6 illustra il flusso di Eliassen-Palm (EP) dell’onda-1 e la varianza dell’altezza associati alle 20 anomalie più grandi nelle caratteristiche dell’Europa orientale (parte superiore) e delle Aleutine (parte inferiore). Questa figura è utile per comprendere come le grandi anomalie in queste regioni influenzino il flusso di energia e di massa nell’atmosfera. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascun pannello:

• Parte (A) e (C): Mostrano il flusso EP e la varianza dell’altezza per l’onda-1, rispettivamente per le anomalie dell’Europa orientale e delle Aleutine. Le frecce indicano la direzione e l’intensità del flusso EP, mentre le aree ombreggiate indicano regioni con flusso EP significativo.
• Parte (B) e (D): Rappresentano la varianza dell’altezza associata a queste anomalie. Le regioni con varianza significativa sono indicate in sfumature di grigio, dove il grigio chiaro indica regioni significativamente positive e il grigio scuro indica regioni significativamente negative.

Il flusso EP in questi pannelli mostra come il movimento verticale e orizzontale delle masse d’aria sia influenzato dalle anomalie nelle due regioni. Le lunghezze delle frecce del flusso EP sono aumentate per renderle visibili nella stratosfera. Un riferimento per le frecce è posizionato nell’angolo in alto a sinistra del grafico; la sua componente verticale e orizzontale sono indicate. Venti mesi sono inclusi in ciascun composito. I livelli di pressione estremamente alti e bassi sono esclusi. La varianza dell’altezza è espressa in metri quadrati ed è aumentata per la densità dello stato di base. Le regioni significativamente positive (negative) al livello del 95% sono ombreggiate in grigio chiaro (grigio scuro).

Questa rappresentazione fornisce un’analisi dettagliata dell’effetto delle anomalie regionali sulla dinamica del vortice polare attraverso la modulazione del flusso EP, sottolineando come variazioni localizzate possano avere impatto esteso e significativo sull’atmosfera superiore.

La Figura 7 è simile alla Figura 6, ma si concentra sul flusso di Eliassen-Palm (EP) e sulla varianza dell’altezza per l’onda-2. La figura visualizza come le anomalie nelle caratteristiche dell’Europa orientale (WEEI) e delle Aleutine (WAII) influenzino specificamente i parametri relativi all’onda-2. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascun pannello:

• Parte (A) e (C): Mostrano il flusso EP e la varianza dell’altezza per l’onda-2 associati alle 20 maggiori anomalie rispettivamente per le caratteristiche dell’Europa orientale e delle Aleutine. Le frecce rappresentano la direzione e l’intensità del flusso EP, mentre le aree ombreggiate indicano regioni con flusso EP significativo. Questi pannelli forniscono una visualizzazione diretta di come le interazioni dinamiche ad alta quota siano modificate dalle anomalie nelle regioni menzionate.
• Parte (B) e (D): Illustrano la varianza dell’altezza per l’onda-2 associata a queste anomalie, con regioni significative evidenziate in sfumature di grigio. Il grigio chiaro indica aree dove la varianza è significativamente positiva, mentre il grigio scuro indica aree dove è significativamente negativa.

Le lunghezze delle frecce del flusso EP sono aumentate per renderle visibili nella stratosfera, e un riferimento per le frecce è situato in ciascun pannello, indicando la scala di misura per il flusso verticale e orizzontale. La figura include venti mesi di dati per ogni composito, escludendo i livelli di pressione estremamente alti e bassi. La varianza dell’altezza è espressa in metri quadrati ed è aumentata per la densità dello stato di base per una corretta quantificazione del fenomeno.

In sintesi, la Figura 7 fornisce una rappresentazione dettagliata dell’impatto delle anomalie regionali sull’onda-2 del flusso EP e sulla varianza dell’altezza, evidenziando come tali variazioni possano influenzare la dinamica del vortice polare e altri processi atmosferici rilevanti.

5. Scala temporale delle anomalie del vortice

Ora che abbiamo stabilito un meccanismo fisico attraverso il quale le anomalie troposferiche regionali possono influenzare il vortice, esploriamo le implicazioni nel resto di questo articolo. In questa sezione, mostriamo che l’EEI e l’AlI sembrano influenzare il vortice in linea con le aspettative derivanti dall’interazione onda-flusso medio; in particolare, le anomalie del vortice crescono e poi sembrano propagarsi verso il basso nel tempo. Poiché il flusso EP integrato su almeno alcune settimane precedenti determina lo stato del vortice in un dato momento (Polvani e Waugh 2004), calcoliamo le correlazioni ritardate dell’AlI e dell’EEI levigate con il vortice per isolare meglio la scala temporale dell’interazione onda-flusso medio.

La procedura è la seguente. Calcoliamo prima l’EEI e l’AlI giornalieri, il QBO e l’altezza della calotta polare da 70°N in su a ogni livello, e poi li levighiamo con un filtro passa-basso Butterworth di nono ordine con un taglio di 30 giorni. Successivamente, generiamo una climatologia giornaliera dei dati levigati e calcoliamo le anomalie giornaliere dalla climatologia del giorno. Infine, calcoliamo le correlazioni ritardate tra l’EEI anomalo, l’AlI e il QBO in NDJF con la forza anomala del vortice a tutti i livelli da 0 a 90 giorni dopo. In questo modo, esploriamo come le anomalie nella troposfera e il QBO si manifestino come eventi che si propagano verso il basso nella stratosfera. Poiché levighiamo gli indici, assegniamo solo un grado e mezzo di libertà all’anno [un grado e mezzo di libertà per inverno segue Bretherton et al. (1999)].

È stato esaminato l’effetto della variazione del taglio sul filtro di Butterworth, senza troppi effetti qualitativi sui risultati sottostanti. Le Figure 8a e 8c mostrano la correlazione ritardata della forza del vortice a ogni livello con l’AlI e l’EEI nei dati ECMWF, mentre la Figura 8b mostra lo stesso per l’AlI nel WACCM. Per entrambi, AlI e EEI, il vortice polare stratosferico superiore sembra indebolirsi quasi immediatamente. La correlazione dell’AlI con il vortice nei dati ECMWF raggiunge il picco 20 giorni dopo il picco del basso delle Aleutine e la correlazione di picco si propaga verso il basso su una scala temporale di alcune settimane. L’EEI è ben correlato con il vortice circa 20 giorni dopo e mostra una simile propagazione verso il basso. L’EEI sembra influenzare il vortice della stratosfera inferiore per molto più tempo rispetto all’AlI, ma non capiamo il perché (la figura simile per il WACCM non mostra un’influenza così duratura). Il QBO (vedi Figura 8d) è significativamente correlato con il vortice ma non mostra ritardi temporali poiché il QBO ha una scala temporale molto più lunga. La propagazione apparentemente verso il basso per l’EEI e l’AlI ricorda quella trovata in Baldwin e Dunkerton (1999), Limpasuvan et al. (2004), Kuroda e Kodera (1999), e Reichler et al. (2005).

6. ENSO e la neve eurasiatica di ottobre Ora colleghiamo i nostri risultati dalla sezione 4 con l’ENSO e la copertura nevosa eurasiatica. I dati medi mensili sono utilizzati in tutto il documento.

a. ENSO Un basso delle Aleutine più profondo è parte del modello extratropicale caratteristico associato alla convezione anomala durante il WENSO (Horel e Wallace 1981; Hoskins e Karoly 1981). Ora esaminiamo, nei dati ECMWF, se il basso delle Aleutine sia un meccanismo importante attraverso il quale l’ENSO influenza il vortice. Per fare ciò, utilizziamo la regressione per rimuovere la varianza condivisa tra l’AlI e il VSI di gennaio e febbraio [VSIresid = VSI – RAlI,VSIAlI; gennaio e febbraio sono i mesi in cui Sassi et al. (2004) e Manzini et al. (2006) hanno trovato un massimo nell’influenza dell’ENSO sulla mediostratosfera] e poi correlare l’ENSO con il VSI residuo. La varianza del vortice spiegata (in senso lineare) dall’ENSO si riduce della metà una volta rimossa la varianza associata al basso delle Aleutine. Gran parte dell’influenza dell’ENSO sui vortici di gennaio e febbraio è associata alla teleconnessione dell’ENSO.

Anche la simulazione del modello WACCM mostra che un meccanismo importante attraverso il quale l’ENSO modula il vortice è l’AlI. Definiamo un indice ENSO come la temperatura media nel livello sigma più basso sulla regione Nin˜o-3.4, e l’AlI è identico a quello usato per l’analisi ECMWF (questo Nin˜o-3.4 è correlato con l’AlI di WACCM al livello 0.22). Utilizziamo nuovamente la regressione per rimuovere la varianza condivisa tra l’AlI e il VSI di gennaio e febbraio (VSIresid = VSI – RAlI,VSIAlI) e correlare l’ENSO con il VSI residuo. La correlazione scende da 0.13 a 0.04. La maggior parte della correlazione dell’ENSO con i vortici di gennaio e febbraio in WACCM è dovuta alle teleconnessioni ENSO. Concludiamo, sia dai dati ECMWF che WACCM, che la forza del basso delle Aleutine è un buon predittore del VSI e che l’ENSO contiene poche informazioni indipendenti sul vortice.

La Figura 8 presenta la correlazione tra i bassi del Pacifico Nord (AlI), il QBO e gli indici dell’Europa orientale (EEI) in NDJF con le altezze della calotta polare ritardate da 0 a 90 giorni più tardi, in funzione dell’altezza. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascun pannello:

• Parte (A): Mostra la correlazione tra il vortice e l’AlI nei dati ECMWF. Le correlazioni significative al 95% sono mostrate in grigio. Le curve rappresentano differenti valori di correlazione, indicando come la forza del vortice varia in relazione all’AlI a diversi ritardi temporali e diverse altezze.
• Parte (B): Analogamente al pannello A, ma per i dati del WACCM, rappresentando la correlazione tra il vortice e l’AlI. Anche in questo grafico, le aree in grigio indicano correlazioni statisticamente significative.
• Parte (C): Mostra la correlazione tra il vortice e l’EEI nei dati ECMWF. Similmente ai pannelli precedenti, le aree in grigio denotano significatività statistica, e le curve indicano diversi livelli di correlazione.
• Parte (D): Illustra la correlazione tra il vortice e il QBO nei dati ECMWF. Le aree grigie evidenziano correlazioni significative, e le curve tracciano i diversi livelli di correlazione attraverso vari ritardi e altezze.

Questi grafici sono utili per visualizzare come le variazioni nei bassi del Pacifico Nord e nei fenomeni come il QBO e le anomalie nell’Europa orientale influenzino il vortice polare con un certo ritardo temporale, e come queste influenze variano con l’altezza nella stratosfera e nella mesosfera. Le aree in grigio che denotano correlazioni significative aiutano a identificare gli intervalli di tempo e le altezze a cui queste connessioni sono più forti.

b. Neve eurasiatica di ottobre Ora esaminiamo se l’effetto della neve eurasiatica di ottobre sul vortice in dicembre e gennaio possa essere manifestato attraverso l’EEI o il Pacifico settentrionale. La neve eurasiatica di ottobre non è ben correlata con l’AlI all’inizio dell’inverno. Tuttavia, la neve eurasiatica di ottobre è ben correlata con l’altezza geopotenziale sopra il Pacifico nord-occidentale (non mostrato, ma si veda Fletcher et al. 2009), e il Pacifico nord-occidentale potrebbe essere un canale attraverso il quale le anomalie della copertura nevosa influenzano il vortice. Il nostro indice di neve eurasiatica di ottobre è significativamente correlato (0.40) con l’indice dell’Europa orientale in novembre e dicembre. Tale correlazione è coerente con Cohen et al. (2001) e indica che parte del meccanismo attraverso il quale la neve eurasiatica di ottobre potrebbe influenzare il vortice polare è un alto a monte.

Infine, testiamo quanto della correlazione della neve eurasiatica di ottobre con il vortice sia dovuta alla sua coesistenza con l’alto dell’Europa orientale, il QBO e il basso del Pacifico nord-occidentale. Utilizziamo la regressione per rimuovere la varianza condivisa tra il QBO di dicembre, l’EEI e il basso del Pacifico nord-occidentale e il VSI di gennaio (VSIresid = VSI – REEI,VSIEEI – RNWPac,VSINWPac – RQBO,VSIQBO) e correlare la neve eurasiatica di ottobre con il VSI residuo. La correlazione scende da 0.34 a 0.18 (che non è più significativa). La maggior parte della correlazione della neve eurasiatica di ottobre con il vortice di gennaio è dovuta alla presenza del QBO, dell’EEI e del basso del Pacifico nord-occidentale in dicembre. Generando un alto a monte e un basso a valle che interferiscono costruttivamente con le onde stazionarie, le anomalie della neve eurasiatica di ottobre sembrano influenzare il vortice, contrariamente alle conclusioni di Limpasuvan et al. (2005b).

La Figura 9 illustra le mappe della correlazione geopotenziale per due periodi distinti della stagione invernale, utilizzando dati dai modelli ECMWF (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts) e WACCM (Whole Atmosphere Community Climate Model). Queste mappe sono state create per mostrare come le variazioni nelle regioni specificate si correlano con altre variabili atmosferiche durante novembre-dicembre (ND) e gennaio-febbraio (JF). Ecco una spiegazione dettagliata di ciascun pannello:

• Parte (A): Rappresenta la correlazione durante i mesi di novembre e dicembre nel modello ECMWF. Le aree ombreggiate e i contorni indicano le regioni con correlazioni significative. Questo pannello può aiutare a comprendere le dinamiche specifiche di questi mesi nel contesto europeo e del Nord Atlantico.
• Parte (B): Mostra la correlazione per lo stesso periodo (novembre e dicembre) ma nel modello WACCM. Questa immagine offre una comparazione diretta su come le differenze nei modelli possono influenzare la rappresentazione delle correlazioni geopotenziali.
• Parte (C): Visualizza le correlazioni per i mesi di gennaio e febbraio nel modello ECMWF. Come nei pannelli precedenti, le aree ombreggiate e i contorni servono a evidenziare regioni di particolare interesse, sottolineando come le condizioni atmosferiche possano differire nella seconda metà dell’inverno.
• Parte (D): Analogamente alla parte (C), mostra le correlazioni per gennaio e febbraio, ma utilizzando il modello WACCM. Questo consente di esaminare le differenze stagionali e modellistiche nel contesto delle condizioni invernali globali.

Complessivamente, la Figura 9 è utile per analizzare e confrontare le influenze stagionali e le variazioni modellistiche nelle correlazioni geopotenziali, evidenziando come specifiche configurazioni atmosferiche cambino nel corso dell’inverno e tra diversi modelli climatici.

7. Variabilità intrainvernale Ora indaghiamo se le anomalie troposferiche più fortemente correlate con le anomalie del vortice cambino da inizio a fine inverno. La Figura 2 (le asimmetrie zonali climatologiche) è molto simile per ogni mese del calendario, e quindi non la mostriamo per i singoli mesi. Poiché la Figura 2 cambia così poco tra i diversi mesi, ci aspettiamo che le anomalie troposferiche più fortemente correlate con il VWI siano le stesse per tutto l’inverno. Mettiamo alla prova questa ipotesi ricreando la Figura 1 per la combinazione di novembre e dicembre (inizio inverno; Fig. 9a,b) e gennaio e febbraio (fine inverno; Fig. 9c,d). Sebbene esistano sottili differenze tra le Figure 1 e 9, lo stesso schema generale, e l’AlI e l’EEI, appaiono.

È importante sottolineare una cautela riguardo al nostro ritrovamento che l’inizio e la fine dell’inverno sono simili. Abbiamo ripetuto questa analisi utilizzando i dati medi mensili ECMWF e abbiamo scoperto che la troposfera, e in particolare l’EEI, sembra essere più strettamente correlata al vortice di inizio e metà inverno rispetto al vortice di fine inverno. Siamo tuttavia più convinti dai nostri risultati ottenuti correlando i dati troposferici giornalieri con il VWI, in quanto massimizza i gradi di libertà disponibili dal breve record osservativo. Pertanto, troviamo che il vortice reagisce in modo simile alla variabilità troposferica di inizio e fine inverno; tuttavia, man mano che diverranno disponibili più dati osservativi, questa questione meriterà di essere riesaminata.

La Tabella 1 presenta una sintesi dell’indebolimento medio del vortice per nove diversi composti degli indici EEI (Eastern European Index) e AlI (Aleutian Low Index). Le unità utilizzate sono le deviazioni standard dell’indice di indebolimento del vortice. Ogni cella nella tabella mostra il valore di indebolimento del vortice, normalizzato rispetto a diverse combinazioni degli indici EEI e AlI. Ecco una spiegazione dettagliata delle combinazioni:

• Prima colonna (WAlI): Mostra l’indebolimento del vortice quando il basso delle Aleutine è in una fase debole (WAlI) e confrontato con tre stati diversi dell’EEI: debole (WEEI), nessun EEI e forte (CEEI).
  • WAlI/WEEI: 0.43 indica un indebolimento significativo del vortice quando entrambi i bassi sono deboli.
  • WAlI/No EEI: 0.26 indica un indebolimento moderato del vortice quando il basso delle Aleutine è debole e l’EEI non è considerato.
  • WAlI/CEEI: -0.03 indica un indebolimento quasi nullo del vortice quando il basso delle Aleutine è debole e l’EEI è forte.
• Seconda colonna (No AlI): Esamina l’effetto dell’EEI senza considerare l’AlI.
  • No AlI/WEEI: 0.07 indica un indebolimento molto lieve del vortice quando l’EEI è debole e l’AlI non è considerato.
  • No AlI/No EEI: -0.02 indica un effetto praticamente nullo sull’indebolimento del vortice senza nessuno dei due indici.
  • No AlI/CEEI: -0.10 indica una leggera tendenza all’intensificazione del vortice quando l’EEI è forte e l’AlI non è considerato.
• Terza colonna (CAII): Mostra l’effetto quando il basso delle Aleutine è in una fase forte (CAII) e confrontato con tre stati diversi dell’EEI.
  • CAII/WEEI: -0.11 indica una leggera tendenza all’intensificazione del vortice.
  • CAII/No EEI: -0.30 indica una tendenza più marcata all’intensificazione del vortice quando il basso delle Aleutine è forte e l’EEI non è considerato.
  • CAII/CEEI: -0.36 indica una marcata intensificazione del vortice quando entrambi i bassi sono forti.

Questa tabella è utile per comprendere come le combinazioni specifiche dei due indici influenzino il vortice, mostrando variazioni significative nella risposta del vortice a seconda della configurazione degli indici.

8. Linearità nella combinazione di AlI e EEI Ora esaminiamo se le perturbazioni nell’indebolimento del vortice dovute all’AlI e all’EEI si sommano linearmente. Tutti i giorni registrati sono raggruppati nei quattro possibili composti in base al valore dell’AlI e dell’EEI (i composti sono WAlI/WEEI, WAlI/CEEI, CAlI/WEEI, e CAlI/CEEI; i giorni neutri sono scartati, ma i composti con giorni neutri sono inclusi nella Tabella 1 poiché esemplificano anche la linearità). Viene quindi calcolato il VWI medio per ciascuno di questi quattro composti (vedi Tabella 1). Ciascuno di questi quattro composti è significativamente diverso dagli altri tre al livello del 95% tranne che per il confronto diagonale tra WEEI/CAlI e CEEI/WAlI. L’effetto dell’EEI è altrettanto significativo in qualsiasi fase dell’AlI, e l’effetto dell’AlI è altrettanto significativo in qualsiasi fase dell’EEI. Camp e Tung (2007a) hanno scoperto che le perturbazioni del QBO e del ciclo solare del vortice si aggiungono in modo non lineare, ma per l’AlI e l’EEI non troviamo tale non linearità.

Infine, dimostriamo che, su scale temporali stagionali, l’AlI, l’EEI e il QBO sono statisticamente indipendenti e covariano con una parte significativa della variabilità del vortice polare. Facciamo ciò calcolando le medie stagionali NDJF degli indici AlI, EEI e QBO per ciascun anno e poi correlando ciascun indice con una media stagionale DJFM del VSI. Successivamente, calcoliamo le regressioni multiple dei tre con il VSI. Confrontando i coefficienti di regressione multipla con le correlazioni individuali, possiamo misurare quanto ciascun predittore sia statisticamente indipendente dagli altri due nel spiegare la variabilità del vortice.

La Tabella 2 mostra i coefficienti di correlazione. L’AlI, il QBO e l’EEI sono tutti ben correlati con il vortice. Per WACCM, esaminiamo anche la differenza tra la variabilità di inizio e fine inverno per tutti e tre gli indici, e nessuna differenza intrastagionale è significativa al livello del 95% (non mostrato). Una frazione minore della variabilità del vortice è correlata con questi tre indici in WACCM rispetto a ECMWF, in linea con la Figura 1.

Ora eseguiamo una regressione multipla di AlI, QBO ed EEI con il vortice. Vengono effettuate quattro diverse regressioni multiple (AlI/QBO, EEI/QBO, EEI/AlI e EEI/QBO/AlI), e i coefficienti di regressione multipla con il VSI per queste combinazioni sono nella Tabella 3. I coefficienti di regressione individuali per l’AlI e l’EEI sono 0.46 e 0.27. Il coefficiente di regressione multipla effettivo è 0.525; ciò implica che AlI e EEI contengono informazioni per lo più indipendenti sullo stato del vortice. Un calcolo simile può essere effettuato per AlI e QBO; la loro indipendenza statistica è ancora maggiore di quella tra AlI e EEI. Il QBO stagionale e l’EEI, tuttavia, sono correlati, quindi il coefficiente di regressione multipla dei due è notevolmente inferiore alla correlazione massima possibile. Complessivamente, tuttavia, ciascuno dei tre indici considerati è abbastanza indipendente dagli altri due. I coefficienti di regressione multipla suggeriscono che il 40% della varianza totale del vortice è legato a questi tre indici.

La Tabella 2 presenta i coefficienti di correlazione tra gli indici invernali e l’indice VSI (Vortex Strength Index). Ecco una spiegazione dettagliata dei dati presentati nella tabella:

• Colonne: Ogni colonna rappresenta un indice diverso, ovvero AlI (Aleutian Low Index), QBO (Quasi-Biennial Oscillation), e EEI (Eastern European Index).
• Righe: Le righe rappresentano due differenti set di dati meteorologici: ECMWF (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts) e WACCM (Whole Atmosphere Community Climate Model).

Per ciascun indice e set di dati, sono presentati tre numeri:

1. Primo numero: Il coefficiente di correlazione tra il VSI e l’indice rilevante. Questo numero mostra quanto forte sia la relazione lineare tra il cambiamento dell’indice e la forza del vortice.
2. Secondo numero: La probabilità (p-value) che questa correlazione sia significativamente diversa da zero, come determinato da un test t di Student. Un valore più basso indica una maggiore significatività statistica.
3. Terzo numero: I gradi di libertà associati al test statistico, che influenzano l’affidabilità dei risultati del test.

Dettagli specifici per ciascun indice e dataset:

• ECMWF:
  • AlI: Correlazione di 0.46 con una probabilità di 0.999; gradi di libertà 47.2, indicando una forte correlazione significativa.
  • QBO: Correlazione di 0.42 con una probabilità di 0.962; gradi di libertà 16.0.
  • EEI: Correlazione di 0.27 con una probabilità di 0.974; gradi di libertà 47.2.
• WACCM:
  • AlI: Correlazione di 0.16 con una probabilità di 0.926; gradi di libertà 120.6, suggerendo una correlazione meno forte rispetto a ECMWF.
  • QBO: Correlazione di 0.21 con una probabilità di 0.916; gradi di libertà 44.9.
  • EEI: Correlazione di 0.17 con una probabilità di 0.975; gradi di libertà 124.2.

Questa tabella è cruciale per comprendere come le variazioni specifiche nei tre indici siano correlate con la forza del vortice polare durante l’inverno, offrendo insight significativi sulla dinamica atmosferica osservata nei due modelli di previsione.

La Tabella 3 presenta i coefficienti di regressione multipla tra gli indici stagionali e l’indice VSI (Vortex Strength Index), che misura la forza del vortice polare. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascun dato nella tabella:

• Primo numero: Coefficiente di correlazione multipla, che indica quanto bene i modelli di regressione multipla approssimano i dati reali minimizzando l’errore quadratico medio.
• Secondo numero: Probabilità (p-value) che questa correlazione sia significativamente diversa da zero, come calcolato tramite test statistici. Un valore vicino a 1 indica una forte probabilità che la correlazione non sia casuale.
• Terzo numero: Gradi di libertà associati al test statistico, che riflette il numero di valori nei dati che sono liberi di variare.

Dettagli specifici per ciascuna combinazione di indici e il loro impatto sul VSI:

• AlI + QBO:
  • Coefficiente di correlazione multipla: 0.63, indicando una forte correlazione tra queste variabili e il VSI.
  • Probabilità: 0.099, suggerendo che c’è una possibilità del 9.9% che questa correlazione sia casuale.
  • Gradi di libertà: 16.0, fornendo una base per la robustezza statistica del risultato.
• EEI + QBO:
  • Coefficiente di correlazione multipla: 0.45, mostrando una correlazione moderata.
  • Probabilità: 0.968, indicando quasi certamente che la correlazione non è casuale.
  • Gradi di libertà: 16.0.
• EEI + AlI:
  • Coefficiente di correlazione multipla: 0.53.
  • Probabilità: 0.099, simile all’AlI + QBO, che potrebbe indicare una relativa incertezza.
  • Gradi di libertà: 47.2, offrendo più dati rispetto alle altre regressioni, il che potrebbe influenzare l’affidabilità.
• EEI + QBO + AlI:
  • Coefficiente di correlazione multipla: 0.64, il più alto tra le combinazioni, suggerendo una forte relazione tra questi tre indici e il VSI.
  • Probabilità: 0.098, quasi identica alle altre combinazioni che includono l’AlI.
  • Gradi di libertà: 16.0.

Questa tabella è cruciale per capire l’interazione tra differenti forze climatiche e il loro impatto collettivo sulla dinamica del vortice polare durante l’inverno.

9. Conclusioni

Le anomalie troposferiche regionali che risultano meglio correlate con l’indebolimento del vortice sono quelle che sono in fase con (e quindi amplificano l’ampiezza di) le onde planetarie extratropicali climatologiche, suggerendo fortemente (anche se sono certamente necessari ulteriori lavori di modellazione semplificata) che le anomalie regionali che amplificano le onde stazionarie climatologiche influenzeranno, in media, il vortice. Le due anomalie regionali che possono modulare più efficacemente il vortice sono il basso del Pacifico settentrionale e l’alto dell’Europa orientale. Un basso sul Pacifico settentrionale tende a risultare in un notevole aumento dell’onda 1 che lascia la troposfera e converge verso il vortice, e un alto sull’Europa orientale tende a risultare in un notevole aumento dell’onda 2 che lascia la troposfera e converge verso il vortice. Un basso sul Pacifico nord-occidentale (possibilmente associato alla neve eurasiatica di ottobre) ha un effetto simile, ma più debole, rispetto a quello di un basso sul Pacifico centrale.

Non intendiamo suggerire che queste siano le uniche possibili precursori troposferici della variabilità del vortice. Come visto nella Figura 3, le anomalie di altezza elevata sul Pacifico nord-orientale (come nel gennaio 2009) possono portare a una propagazione anomala dell’onda-2 EP flux verso la stratosfera e, se l’anomalia dell’onda-2 EP flux è abbastanza forte, può compensare la mancanza dell’onda-1 EP flux. Allo stesso modo, un’anomalia di alta altezza nell’Atlantico [come quella prodotta dai blocchi in Martius et al. (2009)] può aumentare sufficientemente l’onda-1 EP flux che la perdita dell’onda-2 viene sopraffatta.

Tuttavia, tali casi sono rari: le Figure 1 e 2 indicano che il modo più comune e più efficace di indebolire il vortice, e di aumentare l’ampiezza del modello delle onde planetarie (cioè, il modo di farlo con la minore anomalia), è quello di collocare un’anomalia in fase con il modello planetario climatologico delle onde.

L’influenza troposferica sembra essere più debole in WACCM rispetto alla ri-analisi. Questi schemi sembrano indebolire il vortice in un modo coerente con le aspettative dall’interazione onda-flusso medio. In particolare, un alto sull’Europa orientale e un basso sul Pacifico settentrionale sembrano indebolire il vortice stratosferico superiore poco dopo l’anomalia alla superficie, e l’influenza apparentemente si propaga verso il basso nel corso del mese successivo. Non sono evidenti differenze significative tra l’inizio e la fine dell’inverno. Il percorso dominante attraverso il quale l’ENSO modula il vortice è, apparentemente, la sua teleconnessione del Pacifico settentrionale. La maggior parte della varianza del vortice polare associata alla neve eurasiatica di ottobre può essere ricondotta al Pacifico nord-occidentale, al QBO e all’Europa orientale.

Le perturbazioni nel vortice indotte dai due percorsi si sommano linearmente. Combinare il QBO con il basso delle Aleutine e l’alto sull’Europa orientale porta a un notevole previsore della forza del vortice polare. Il quaranta percento della varianza del vortice polare invernale sembra essere associato a queste tre fonti di variabilità esterna. La varianza rimanente può essere spiegata dalla condizione iniziale del vortice, dallo stato stratosferico inferiore, dalla variabilità stratosferica interna o da altri fattori.

https://journals.ametsoc.org/view/journals/clim/23/12/2010jcli3010.1.xml?tab_body=pdf