Flusso di Attività dell’Onda Ascendente come Precursore di Eventi Stratosferici Estremi e Successivi Regimi Meteorologici di Superficie Anomali

Flusso di Attività dell’Onda Ascendente come Precursore di Eventi Stratosferici Estremi e Successivi Regimi Meteorologici di Superficie Anomali LORENZO M. POLVANI Dipartimento di Fisica Applicata e Scienze Applicate, e Dipartimento di Scienze della Terra e dell’Ambiente, Università di Columbia, New York, New York DARRYN W. WAUGH Dipartimento di Scienze della Terra e dei Pianeti, Università Johns Hopkins, Baltimore, Maryland (Manoscritto ricevuto il 2 giugno 2003, in forma definitiva il 12 gennaio 2004)

SOMMARIO Recentemente è stato dimostrato che gli eventi stratosferici estremi (ESE) sono seguiti da anomalie meteorologiche di superficie (fino a 60 giorni), suggerendo che la variabilità stratosferica potrebbe essere utilizzata per estendere la previsione meteorologica oltre i tempi attuali. In questo articolo, l’attenzione viene spostata dalla stratosfera per dimostrare che il punto di origine degli ESE si trova nella troposfera. In primo luogo, si dimostra che i flussi di calore eddico anomaliamente forti a 100 hPa precedono quasi sempre gli eventi di vortice debole, e viceversa, i flussi di calore eddico anomaliamente deboli precedono gli eventi di vortice forte, in linea con la teoria dell’interazione onda-flusso medio. Questo risultato chiarisce la natura dinamica degli ESE e suggerisce che una fonte principale di variabilità stratosferica (e quindi di prevedibilità) si trova nella troposfera sottostante e non nella stratosfera stessa. In secondo luogo, si dimostra che la serie temporale giornaliera dei flussi di calore eddico trovati a 100 hPa e integrati nei 40 giorni precedenti, mostra una notevole alta anticorrelazione (-0.8) con l’indice dell’Oscillazione Artica (AO) a 10 hPa. Seguendo Baldwin e Dunkerton, viene poi dimostrato che gli eventi con flussi di calore eddico integrati anormalmente forti (deboli) a 100 hPa sono seguiti da valori superficiali anormalmente grandi (piccoli) dell’indice AO fino a 60 giorni dopo ciascun evento. Ciò suggerisce che la stratosfera è improbabile che sia la fonte dominante dei regimi meteorologici di superficie anomali discussi in Thompson et al.

Introduzione È stato recentemente suggerito che la conoscenza dello stato della stratosfera potrebbe essere utile per comprendere il clima troposferico e per estendere le previsioni meteorologiche oltre l’attuale limite di circa una settimana. Questo suggerimento è stato motivato dal fatto che i valori anomali nell’indice dell’Oscillazione Artica (AO) appaiono prima nella stratosfera e successivamente si propagano verso il basso nel corso di diverse settimane. Inoltre, è stato dimostrato che gli eventi stratosferici estremi (ESE), sono seguiti da regimi meteorologici anomali in superficie che persistono fino a due mesi. Il fatto che i valori estremi di AO si originino prima nella stratosfera superiore, senza valori precedenti o simultanei grandi nella AO troposferica, dà l’impressione (ingannevole) che gli ESE abbiano origine nella stratosfera superiore. Allo stesso modo, il fatto che i valori estremi di AO discendano dalla stratosfera superiore alla troposfera ha generato un notevole interesse nella possibilità che la stratosfera possa “forzare” la troposfera e quindi contribuire alla variabilità climatica. L’obiettivo principale di questo articolo è chiarire la natura dinamica degli ESE e dimostrare che hanno origine nella troposfera. Poiché gli ESE sono definiti sulla base dei valori AO (a 10 hPa), e poiché l’AO è un ottimo proxy per la forza del getto polare notturno nella stratosfera, dovrebbe essere chiaro che gli ESE corrispondono a casi di vortici polari stratosferici anomalamente deboli o forti. Numerosi studi di casi precedenti hanno collegato tali eventi a un’attività ondulatoria anomala che entra nella stratosfera. In particolare, studi di casi hanno documentato che un’ampia attività ondulatoria ascendente precede il collasso del vortice in singoli eventi di riscaldamento improvviso, e che i periodi con un vortice straordinariamente forte sono associati a un’attività ondulatoria debole che entra nella stratosfera. Allo stesso modo, è stata stabilita una chiara relazione, su scala interannuale, tra lo stato della stratosfera e l’attività ondulatoria integrata nel tempo che sale dalla troposfera: gli inverni con un’intensa attività ondulatoria ascendente sono associati a temperature polari più calde, più ozono e un vortice polare che è più debole e si disgrega prima. Tuttavia, un’analisi sistematica dell’intero archivio di dati non è stata eseguita, e la robustezza statistica del collegamento tra l’attività ondulatoria ascendente vicino alla tropopausa e la comparsa di valori estremi di AO (ESE) nella stratosfera non è stata testata. In questo articolo, esaminiamo su scala giornaliera la relazione tra lo stato della stratosfera e l’attività ondulatoria ascendente. Dimostriamo che esiste una correlazione statisticamente significativa tra l’indice AO a 10 hPa e l’attività ondulatoria ascendente che entra nella stratosfera integrata nel mese precedente e che gli ESE individuali sono quasi sempre preceduti da un’attività ondulatoria ascendente anomala. Da ciò deduciamo che gli ESE hanno origine nella troposfera. Mostr iamo anche che l’attività ondulatoria ascendente vicino alla tropopausa può essere utilizzata per costruire compositi di ESE la cui struttura temporale-altitudinale è molto simile a quella presentata in BD2001 e, più importante, che i regimi meteorologici di superficie anomali si trovano nei 60 giorni successivi a grandi anomalie nell’attività ondulatoria ascendente vicino alla tropopausa. Ancora una volta, ciò indica che l’origine dei regimi meteorologici di superficie anomali è da ricercare nella troposfera e non nella stratosfera.

Risultati

Un aspetto fondamentale di questo studio è che consideriamo l’attività ondulatoria integrata nel tempo che entra nella stratosfera, piuttosto che i valori giornalieri (con un ritardo temporale), che sono stati utilizzati nella maggior parte degli studi di caso menzionati in precedenza. C’è un supporto teorico per questo approccio. Newman et al. (2001) hanno dimostrato che le temperature polari stratosferiche (e, tramite l’equilibrio geostrofico, i venti stratosferici) in un dato giorno sono correlate non all’attività ondulatoria ascendente istantanea, ma al suo integrale ponderato su diverse settimane precedenti a quel giorno. In questo studio utilizziamo le rianalisi del National Centers for Environmental Prediction–National Center for Atmospheric Research dal 1958 al 2001 per esaminare, su base giornaliera, la relazione tra gli eventi stratosferici estremi e l’attività ondulatoria che entra nella stratosfera. Calcoliamo il flusso di calore eddico meridionale a un livello specificato (di solito 100 hPa) mediato tra i 45 e i 75 gradi nord, e nuovamente mediato su N (di solito 40) giorni prima di ogni giorno. Mediare il flusso di calore tra i 45 e i 75 gradi nord è coerente con diversi studi precedenti che hanno considerato questa stessa quantità quando hanno esaminato le variazioni interannuali nella forzatura ondulatoria stratosferica. Risultati simili si ottengono se si utilizza la componente verticale del flusso Eliassen–Palm o se la media viene effettuata su un intervallo di latitudine più ampio. Per rimuovere le variazioni stagionali, la media climatologica di ogni giorno viene rimossa (quindi, tutti i flussi presentati sono anomalie). Ci riferiamo a questa quantità come “flusso di calore medio” e, se non diversamente specificato, questi flussi sono calcolati a 100 hPa e mediati su 40 giorni prima di un dato giorno. Considerando gli eventi stratosferici estremi definiti in BD2001, ovvero quei giorni in cui l’indice del modo annulare nordico a 10 hPa supera una soglia positiva o negativa, poniamo la semplice domanda: Qual è l’attività ondulatoria ascendente che precede ciascun evento? La risposta è mostrata nella Figura 1. Per i 18 eventi di vortice debole definiti in BD2001, la funzione di distribuzione di probabilità dei flussi di calore medi a 100 hPa è mostrata dalle barre rosse; la distribuzione corrispondente per i 30 eventi di vortice forte è mostrata dalle barre blu. Si noti come le funzioni di distribuzione dei vortici deboli e forti siano ben separate e come cadano su entrambi i lati della curva nera (tutti i giorni invernali). Dalla Figura 1 è chiaro che gli eventi di vortice debole sono preceduti da un’attività ondulatoria ascendente anomala forte. Questo non sorprende e offre una spiegazione dinamica potenzialmente semplice di questi eventi: nei 40 giorni precedenti ciascun evento di vortice debole (basso indice NAM), un’attività ondulatoria anomala grande si è propagata verso l’alto dalla troposfera e, rompendosi, ha depositato il suo momento angolare occidentale nella stratosfera, indebolendo così il vortice polare. Allo stesso modo, la Figura 1 mostra che gli eventi di vortice forte (alto indice NAM) nella stratosfera sono preceduti da un’attività ondulatoria ascendente anomala debole; anche questo fatto è in perfetta consonanza con la nostra comprensione della dinamica stratosferica.

È interessante notare nella Figura 1 che il flusso di calore medio che precede gli ESE (come definito in BD2001 sulla base dell’indice NAM a 10 hPa) non è simmetrico. L’istogramma per gli eventi di vortice debole (rosso) è centrato a circa due deviazioni standard a destra del PDF per tutti i giorni, mentre l’istogramma degli eventi di vortice forte (blu) è solo circa una deviazione standard a sinistra. Dall’interpretazione dinamica che abbiamo offerto, non ci si aspetterebbe realmente una simmetria. In un certo senso, solo gli ESE di vortice debole sono veri “eventi”, nel senso che qualcosa è effettivamente accaduto (in particolare, una propagazione d’onda verso l’alto molto maggiore della media seguita dalla rottura dell’onda, tipica di un riscaldamento improvviso). D’altra parte, quando il vortice è anomalamente forte, non succede molto, cioè l’attività ondulatoria che entra nella stratosfera è debole e quindi meno onde si propagano verso l’alto, rompendosi e rallentando il vortice.

Questa interpretazione dinamica offerta sulla base dei soli PDF è notevolmente rafforzata dall’ispezione delle serie temporali effettive. Queste sono tracciate nella Figura 2 per gli ultimi 24 anni del record. Si noti l’altissima anticorrelazione (-0.8) tra l’indice NAM a 10 hPa (curva rossa) e il flusso di calore medio a 100 hPa (curva blu). Una correlazione così alta fornisce un forte supporto alla nostra interpretazione dei flussi di attività ondulatoria ascendente come precursori degli ESE.

Nella Figura 3, esploriamo la dipendenza della correlazione tra il flusso di calore medio a 100 hPa e l’indice NAM a 10 hPa su due parametri: l’intervallo di tempo su cui il flusso di calore è mediato (il periodo di integrazione) e il ritardo temporale tra la fine del periodo di integrazione e il momento dell’indice NAM a 10 hPa. La Figura 3 mostra che le anticorrelazioni più alte si trovano per periodi di integrazione di 20 giorni o più, con poca sensibilità oltre tale valore. Si noti che le anticorrelazioni elevate scompaiono sostanzialmente per periodi di mediazione inferiori a 10 giorni; ecco perché l’anticorrelazione utilizzando i flussi di calore giornalieri è molto più bassa di quella che utilizza flussi di calore mediati su 20 giorni o più.

Per stabilire l’origine troposferica degli ESE, abbiamo anche esplorato come la correlazione tra l’indice NAM a 10 hPa e il flusso di calore ascendente dipenda dal livello a cui il flusso di calore è misurato. La serie temporale del flusso di calore medio a 300 hPa è effettivamente mostrata nella Figura 2 (cfr. la linea nera sottile). In generale, c’è una buona corrispondenza tra gli eventi anomali nelle serie temporali del flusso di calore a 100 e 300 hPa, e la correlazione tra le due serie temporali del flusso di calore supera 0.55 [una relazione ancora più stretta esiste tra 100 e 200 hPa (non mostrato) con una correlazione intorno a 0.9]. Queste alte correlazioni indicano che la maggior parte delle variazioni nel flusso di calore a 100 hPa ha origine a 300 hPa e più in basso, cioè l’attività ondulatoria a 100 hPa è di origine troposferica.

Le correlazioni tra i flussi di calore a 200 o 300 hPa con l’indice NAM a 10 hPa mostrano una dipendenza simile sul periodo di mediazione e il ritardo temporale come mostrato nella Figura 3, ma con correlazioni più deboli (le anticorrelazioni massime a 200 e 300 hPa sono rispettivamente -0.55 e -0.3). Queste correlazioni ridotte suggeriscono che, sebbene l’attività ondulatoria che si propaga sopra i 100 hPa abbia origine nella troposfera, il flusso vicino alla tropopausa è importante per determinare quanta attività ondulatoria raggiunge lo strato medio della stratosfera. Attualmente stiamo esaminando più in dettaglio la propagazione dell’attività ondulatoria nella regione tra 300 e 100 hPa.

Avendo dimostrato che gli ESE sono preceduti da un flusso di onde ascendente anomalo dalla troposfera, si potrebbe ora chiedere se gli eventi composti a partire dal thresholding del flusso ascendente appaiano sostanzialmente diversi da quelli presentati in BD2001. L’indice NAM composito degli eventi selezionati usando una soglia di 65.5 K m s^-1 sul flusso di calore medio di 40 giorni a 100 hPa è presentato nei pannelli superiori della Figura 4. Nei pannelli inferiori della Figura 4, tracciamo i compositi dei valori giornalieri dell’attività ondulatoria ascendente a 100 hPa.

I pannelli superiori della Figura 4 sono, qualitativamente e quantitativamente, molto simili a quelli nella Figura 2 di BD2001. In particolare, si noti come l’anomalia NAM appaia prima nella stratosfera superiore, e la propagazione verso il basso di tale anomalia segua. Poiché l’indice NAM è molto piccolo a quasi tutti i livelli dell’atmosfera durante i 10-20 giorni prima dell’apparizione delle anomalie NAM a 10 hPa, tali grafici, considerati isolatamente, potrebbero portare a inferire che una fonte di variabilità nella stratosfera superiore stia influenzando la stratosfera inferiore e anche la troposfera sottostante. Tuttavia, il fatto che le anomalie NAM nella stratosfera superiore siano precedute da anomalie nell’attività ondulatoria ascendente, come mostrano i pannelli inferiori, invalida tale scenario.

Una caratteristica interessante dei pannelli inferiori nella Figura 4 è che i flussi di calore istantanei cambiano rapidamente durante l’inizio degli ESE, specialmente per eventi di vortice debole dove il flusso diminuisce da valori molto grandi a valori molto piccoli in pochi giorni. La causa di questo cambiamento drammatico (e se sia dovuto a condizioni nella troposfera, nella stratosfera o in entrambe) non è chiara al momento. Tuttavia, ciò mostra che è necessaria attenzione nella scelta dei periodi di mediazione per esaminare i flussi durante gli ESE.

Infine, BD2001 e Thompson et al. (2002) hanno mostrato che le anomalie di superficie possono essere rilevate fino a 60 giorni dopo gli ESE. Ora mostreremo che, non sorprendentemente, emergono anomalie di superficie di tipo quasi identico quando l’attività ondulatoria ascendente a 100 hPa è utilizzata per definire le anomalie.

Prima tracciamo, nella Figura 5, le anomalie della pressione media al livello del mare mediate sui 60 giorni successivi (a) ai 25 eventi di alto flusso di calore e (b) ai 24 eventi di basso flusso di calore mostrati nei pannelli superiori della Figura 4. Questa figura è direttamente confrontabile con la Figura 3 di BD2001 e mostra caratteristiche molto simili. Ancora una volta, la conclusione ineludibile da trarre da questa figura è che la stratosfera non è la posizione finale a cui si possono ricondurre i regimi meteorologici di superficie. La fonte dei regimi meteorologici di superficie anomali si trova nella troposfera stessa.

Secondo, nella Figura 6, mostriamo la PDF dell’indice AO di superficie per la climatologia (nero), così come per i 2 mesi successivi agli eventi di alto (rosso) e basso (blu) flusso di calore, composti sull’attività ondulatoria ascendente. C’è un notevole spostamento nelle PDF di superficie per 60 giorni dopo eventi di alto o basso flusso di calore. Figure 6 è molto simile alla Figura 4a di BD2001, la differenza chiave essendo che tutti i dati necessari per costruire questa figura si trovano a o sotto i 100 hPa. In altre parole, l’attività ondulatoria ascendente anomala vicino alla tropopausa si manifesta in superficie molte settimane dopo.

La Figura 1 mostra le funzioni di distribuzione di probabilità (PDF) per l’anomalia del flusso di calore eddico medio di 40 giorni a 100 hPa, confrontando tutti i giorni invernali con eventi specifici di vortice forte e debole, come definito in BD2001.

• La curva nera rappresenta la distribuzione di frequenza relativa di tutti i giorni invernali, fornendo un punto di riferimento base per il flusso di calore eddico medio. Questa curva appare relativamente simmetrica e centrata intorno allo zero, indicando che su molti giorni invernali, il flusso di calore eddico è bilanciato o normale rispetto alla media a lungo termine.
• La curva rossa mostra la distribuzione per gli 18 eventi di vortice debole. È evidente che questa distribuzione è spostata verso valori più alti, con un picco significativo a destra dello zero. Questo indica che durante questi eventi di vortice debole, vi è un flusso di calore eddico maggiore della media, segnalando una intensa attività ondulatoria che si propaga verso l’alto, la quale contribuisce all’indebolimento del vortice polare stratosferico.
• La curva blu rappresenta gli 30 eventi di vortice forte, con un picco che si sposta verso valori negativi, a sinistra dello zero. Questa distribuzione suggerisce che durante gli eventi di vortice forte, il flusso di calore eddico è inferiore alla media, indicando una ridotta attività ondulatoria ascendente che aiuta a mantenere o rinforzare il vortice polare stratosferico.

La chiara separazione tra le distribuzioni dei vortici deboli e forti evidenzia come l’anomalia del flusso di calore eddico a 100 hPa possa essere un indicatore significativo dello stato dinamico del vortice stratosferico. Gli eventi estremi di flusso di calore, sia alti che bassi, sono preceduti da cambiamenti nell’attività ondulatoria, che possono essere utilizzati per prevedere variazioni significative nei pattern climatici legati alla dinamica stratosferica.

La Figura 2 illustra le serie temporali giornaliere per il periodo dal 1 luglio 1978 al 31 dicembre 2002, mostrando le variazioni nei seguenti parametri:

• Indice NAM a livello alto dell’atmosfera (in rosso), che misura le variazioni di pressione atmosferica e ha un impatto significativo sulle condizioni meteorologiche nelle latitudini medio-alte.
• Anomalie dei flussi di calore a due differenti quote (100 metri e 300 metri sopra il livello del mare, rappresentati rispettivamente in blu e in nero), che sono mediati su un periodo di 40 giorni fino al giorno mostrato nel grafico. Il valore del flusso di calore alla quota più alta è stato aumentato per renderne più chiare le variazioni nel grafico.

L’asse verticale a sinistra del grafico mostra i valori dell’indice NAM, mentre l’asse a destra indica i valori dei flussi di calore. Le linee tratteggiate verticali segnano l’inizio di ogni nuovo anno, aiutando a visualizzare il passaggio del tempo nel grafico.

Le tre curve nel grafico rappresentano:

• La variabilità dell’indice NAM (in rosso), mostrando come questo indice cambi nel tempo e la sua relazione con i flussi di calore.
• Le anomalie nei flussi di calore a due diverse altitudini, che sono essenziali per comprendere il trasporto di energia nell’atmosfera e come questo influenzi fenomeni importanti come il vortice polare.

Osservando i picchi e le valli nelle curve, possiamo identificare eventi atmosferici significativi, come i riscaldamenti improvvisi dell’alta atmosfera o i rinforzi del vortice polare. Queste variazioni nei flussi di calore possono avere effetti diretti sulla dinamica dell’atmosfera e sul clima globale.

L’analisi delle curve dimostra chiaramente come le variazioni nel trasporto di calore siano correlate con l’indice NAM, fornendo intuizioni preziose sulle complesse interazioni tra le diverse parti dell’atmosfera.

La Figura 3 presenta un grafico di contorni che illustra il coefficiente di correlazione tra l’indice NAM a 10 hPa e il flusso di calore medio a 100 hPa. La correlazione è esaminata in funzione del periodo di integrazione del flusso di calore e del ritardo temporale tra la fine di questo periodo di integrazione e il momento in cui viene misurato l’indice NAM.

• Asse orizzontale (X): Rappresenta il periodo di integrazione del flusso di calore, variando da 0 a 60 giorni. Un periodo di integrazione più lungo permette di esaminare l’effetto del flusso di calore su scale temporali estese.
• Asse verticale (Y): Mostra il ritardo temporale, in giorni, tra la fine del periodo di integrazione del flusso di calore e la misurazione dell’indice NAM, variando da 0 a 20 giorni.
• Linee di contorno: Ciascuna linea rappresenta un valore costante del coefficiente di correlazione, con intervalli di contorno di 0.05. I valori di correlazione sono indicati sulle linee, variando da -0.10 a -0.80. Valori più negativi indicano una correlazione negativa più forte, suggerendo una relazione inversa significativa tra il flusso di calore e l’indice NAM.
• Dati utilizzati: Il grafico è basato sui dati di tutte le stagioni invernali (dicembre-febbraio) dal 1958 al 2001.

Le aree del grafico dove le linee di contorno sono più vicine a -0.80 indicano le combinazioni di periodo di integrazione e ritardo temporale che risultano in una correlazione negativa più forte. Questa analisi è cruciale per comprendere come il flusso di calore influenzi l’indice NAM e, di conseguenza, potenzialmente i pattern meteorologici e climatici associati.

La Figura 4 presenta due pannelli principali, (a) e (b), che illustrano le differenze nel comportamento dell’indice NAM a vari livelli di altitudine, in relazione a eventi di alto e basso flusso di calore.

Pannelli superiori (a e b):

• Mostrano il sviluppo temporale dell’indice NAM per altezza durante 25 eventi di alto flusso di calore (pannello a) e 24 eventi di basso flusso di calore (pannello b).
• L’asse verticale indica l’altitudine in chilometri, mentre l’asse orizzontale mostra il log dei giorni, centrato sul giorno dell’evento.
• La linea orizzontale indica il periodo di 40 giorni in cui il flusso di calore è stato anomalo.
• Le aree sono colorate per indicare i valori dell’indice NAM: aree rosse per valori sopra 0.25 e aree blu per valori sotto -0.25. I valori estremi oltre 0.5 e -0.5 sono ulteriormente evidenziati con contorni, avendo un intervallo di contorno di 0.5.

Pannelli inferiori (a e b):

• Illustrano l’evoluzione temporale del flusso di calore medio giornaliero (rappresentato da barre) e mediato su 40 giorni (curve) a 100 hPa.
• L’asse orizzontale, come nei pannelli superiori, rappresenta il log dei giorni relativi all’evento.
• Le barre e le curve mostrano anomalie nel flusso di calore, con valori positivi e negativi che indicano rispettivamente aumenti e diminuzioni rispetto alla norma.

Interpretazione:

• Pannello (a): Gli eventi di alto flusso di calore sono associati a diminuzioni significative dell’indice NAM a livelli superiori, indicando potenziali indebolimenti del vortice polare dovuti a intensa attività ondulatoria che trasferisce calore verso l’alto.
• Pannello (b): Gli eventi di basso flusso di calore mostrano un’attività ondulatoria meno intensa, risultando in minor impatto sull’indice NAM e minori variazioni verticali nell’indice.

Questa analisi offre una visione complessiva delle dinamiche tra la troposfera e la stratosfera durante eventi di flusso di calore, dimostrando come variazioni significative nei flussi di calore possano influenzare la struttura e il comportamento dell’atmosfera a diversi livelli.

La Figura 5 mostra due mappe che illustrano le anomalie della pressione al livello del mare (SLP) per i 60 giorni successivi a eventi di alto e basso flusso di calore. Le mappe evidenziano come tali eventi influenzino le condizioni di pressione atmosferica su scala globale.

Dettagli dei pannelli:

• Pannello (a) – Eventi di Alto Flusso di Calore: Questa mappa mostra le anomalie della pressione al livello del mare dopo eventi con flussi di calore elevati, basati su un periodo di riferimento di 1500 giorni.
• Pannello (b) – Eventi di Basso Flusso di Calore: Questa mappa mostra le anomalie della pressione al livello del mare dopo eventi con flussi di calore ridotti, basati su un periodo di riferimento di 1440 giorni.

Caratteristiche delle mappe:

• Intervallo di contorno: Ciascuna linea di contorno rappresenta un cambiamento di 1 hPa nella pressione al livello del mare.
• Ombreggiature: Le aree con valori negativi sono ombreggiate, indicando regioni dove la pressione è inferiore alla media.

Interpretazione:

• Le mappe forniscono una visione chiara su come eventi estremi di flusso di calore modifichino le condizioni atmosferiche.
• Anomalie positive (aree non ombreggiate) suggeriscono aree dove la pressione è superiore alla media, potenzialmente indicando condizioni meteo più stabili.
• Anomalie negative (aree ombreggiate) indicano aree dove la pressione è inferiore alla media, associate a condizioni meteo più instabili o perturbate.

Queste visualizzazioni sono cruciali per comprendere l’impatto dei flussi di calore sugli schemi meteorologici globali nei periodi che seguono gli eventi di flusso di calore, dimostrando come variazioni significative nei flussi di calore possano avere effetti prolungati sulla distribuzione della pressione atmosferica.

La Figura 6 mostra le funzioni di distribuzione di probabilità (PDF) per l’indice AO (Oscillazione Artica) normalizzato al livello del suolo, confrontando diverse condizioni: durante il periodo da dicembre ad aprile (curva nera), nei 60 giorni successivi a eventi di alto flusso di calore (curva rossa), e nei 60 giorni successivi a eventi di basso flusso di calore (curva blu).

Dettagli principali:

• Asse Orizzontale: Mostra il valore dell’indice AO normalizzato. Valori positivi indicano un’AO più attiva della media, mentre valori negativi indicano un’AO meno attiva.
• Asse Verticale: Indica la frequenza relativa di ciascun valore dell’indice AO.

Interpretazione delle curve:

• Curva Nera (Dec–Apr): Rappresenta la distribuzione dell’indice AO durante i mesi invernali e primaverili, mostrando una variazione normale attorno a una media.
• Curva Rossa (Post Alto Flusso di Calore): Mostra una distribuzione spostata verso la destra, indicando che eventi di alto flusso di calore tendono a essere seguiti da un’attivazione più forte dell’AO. Questo è associato a condizioni meteorologiche più dinamiche e tempestose.
• Curva Blu (Post Basso Flusso di Calore): È leggermente spostata verso sinistra, suggerendo che eventi di basso flusso di calore sono generalmente seguiti da un indebolimento dell’AO, correlato a condizioni meteorologiche più calme.

In conclusione, la Figura 6 illustra l’impatto significativo degli eventi di flusso di calore sulla dinamica dell’indice AO nei periodi successivi a tali eventi, evidenziando come questi possono influenzare le condizioni climatiche a grande scala.

3. Discussione

In sintesi, abbiamo dimostrato che flussi anomali bassi di attività ondulatoria ascendente a 100 hPa (e sotto) precedono eventi stratosferici estremi e valori superficiali anomali dell’indice AO fino a 60 giorni dopo. Poiché il flusso ondulatorio ascendente è associato a onde su scala planetaria che si propagano dalla troposfera alla stratosfera, la nostra analisi chiarisce la fonte dinamica degli eventi stratosferici estremi. In particolare, mostra che la stratosfera non è il punto di origine degli ESE. Più importantemente, tuttavia, la nostra analisi mostra che i regimi meteorologici superficiali anomali possono essere ricondotti non solo alla stratosfera superiore, come notato da Baldwin e Dunkerton (2001), ma anche più indietro nel tempo fino alla troposfera stessa. Il punto chiave che emerge da questo studio, quindi, è che la stratosfera non è la fonte primaria degli eventi anomali. Mentre la stratosfera gioca sicuramente un ruolo nel mediare e possibilmente modulare questi eventi, la loro origine si trova nella troposfera sottostante.

Il ruolo preciso della stratosfera rimane poco chiaro al momento. La stratosfera sta semplicemente reagendo passivamente ai cambiamenti nel flusso ondulatorio ascendente dalla troposfera o gioca un ruolo attivo nel controllare il flusso ondulatorio? Nella Figura 1, si potrebbe sostenere che gli eventi anomali sono solo le code di una PDF gaussiana. Tuttavia, c’è qualche indicazione che lo stato stratosferico precedente agli eventi di flusso anomalo non sia casuale. Si noti nella Figura 4 come un vortice polare forte preceda tipicamente l’evento di alto flusso ascendente e viceversa. Questo suggerisce che, mentre la fonte degli eventi può essere localizzata nella troposfera, la stratosfera potrebbe svolgere un ruolo nel potenziare o sopprimere gli eventi.

Uno studio preliminare con un modello idealizzato stratosfera-troposfera, in cui la variabilità troposferica è soppressa applicando un forte rilassamento lì, mostra che modulando il flusso ondulatorio ascendente vicino alla tropopausa, la stratosfera è in grado di generare internamente cicli alternati di venti polari forti e deboli (Scott e Polvani 2004), confermando risultati precedenti con modelli fortemente troncati (Holton e Mass 1976; Yoden 1987; Scott e Haynes 2000). Tuttavia, è necessario ulteriore lavoro per chiarire i ruoli precisi della troposfera e della stratosfera nel determinare la quantità di attività ondulatoria ascendente che entra nella stratosfera e, quindi, l’occorrenza di regimi meteorologici superficiali anomali molte settimane dopo.

Ringraziamenti. Gli autori sono grati a Bill Randel, Paul Kushner e Isaac Held per le utili discussioni e ringraziano Mark Baldwin per gli indici NAM, e Paul Newman ed Eric Nash per l’accesso alle rianalisi NCEP–NCAR. Questo lavoro è finanziato, in parte, da sovvenzioni della National Science Foundation e della National Aeronautics and Space Administration.

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