A modeling study of teleconnections and their tropical sources

Abstract

The atmosphere is a sensitive and highly variable system and its state is crucial for the evolution and well being of all life on Earth. From the ever-recurring changes of the seasons to the most unpredicted extreme weather phenomena, the more we unravel the nature and mechanisms of the physical processes that govern this delicate but powerful system, the more we can benefit and advance towards better extended range forecasts and better understanding of the climate change signals. The atmosphere often reacts vigorously to changes of its state and a local perturbation can influence the weather patterns sometimes even in the most remote regions. Some of those vast spanning patterns are recurring and persisting and are called teleconnections. The extratropical teleconnections can be understood in terms of large-scale waves in the velocity eld of the atmosphere, such as the Rossby waves. The tropical teleconnections involve Rossby waves, as well as atmospheric and oceanic Kelvin waves and strong atmosphere-ocean interactions. The objective of this dissertation is to better understand the interactions between the tropical forcing of Rossby waves and the tropical and extratropical response, with a focus on teleconnections that relate to the Indian Ocean, either directly or indirectly, as studies have shown that even the weather in Europe is influenced by variations in the Indian Ocean. The propagation of Rossby waves is strongly influenced by the presence of a jet stream, that can act as a waveguide and enable a rapid transfer of wave energy around the hemisphere. Major jet streams are found in the upper troposphere of both hemispheres and they are characterized by fast and relatively narrow belts of westerly winds in the extra-tropics. The entrapment of a Rossby wave along the jet stream disturbs its zonal character, creating large meanders that are known as the major ridges and troughs of the midlatitudes, and influences strongly the weather as we know it, by steering air masses and weather systems. However, not all jets are able to trap and guide Rossby waves efficiently. Then, what are the characteristics of a jet stream that make it an efficient guide for Rossby waves? The simplest model to address this question is a one-layer model that describes the dynamics of a barotropic atmosphere, i.e. an atmosphere in which the density of the air only depends on pressure and in which surfaces of constant pressure are also surfaces of constant temperature. In this thesis we applied the barotropic vorticity equation to upper-tropospheric conditions and we systematically assessed the ability of idealized zonal jet streams to guide Rossby wave energy. The idealized jet streams had a Gaussian meridional prole and differed in width, speed and in meridional location. Rossby wave energy was generated by steady, idealized (sub-)tropical vorticity sources. These investigations led to the conclusion that a jet stream becomes a more eficient waveguide when it becomes faster and narrower. The response becomes maximum when the stationary zonal wave number is an integer and the wave propagates around the hemisphere. The zonal wave number becomes smaller when the jets are faster or when the jets are positioned closer to the poles. Finding strong evidence from observations to assert these findings proved not easy as the signal-to-noise ratio in the atmosphere is quite low. Nonetheless some observational support was found by analyzing observed wave-zonal ow relationships. Among the most prominent extratropical teleconnections is the North Atlantic Oscillation (NAO). The NAO is a large north-south sea level pressure dipole over the North Atlantic that is related to changes in the position and strength of the jet stream and a displacement of the storm tracks. Depending on the state of the dipole the NAO is in a positive or negative phase with the positive phase corresponding to a stronger jet stream and more storms that propagate into central and Northern Europe and the negative phase corresponding to a weaker jet stream with storms detected towards Southern Europe. During the positive phase the winters in Central and Northern Europe and Southeast USA are milder and wetter, while winters are drier and colder in Southern Europe, Northeast Canada and Greenland. Opposite weather conditions occur during the negative phase. The modification of the jet stream in each phase impacts the waveguiding properties and hence influences the formation and propagation characteristics of the Rossby waves. The NAO variability is primarily due to extratropical dynamics, such as breaking waves associated with extratropical weather systems, but is also influenced by Rossby waves generated at lower latitudes that propagate into the extratropics. In this thesis we assessed the influence of these signals on the NAO variations. We set out to quantify the contribution of tropical and extratropical atmospheric forcing mechanisms to the formation of the NAO pattern. Although the NAO varies on a wide range of time scales, we focus on 10-60 days. At these time scales, mechanisms are at play in the atmosphere that can generate the characteristic dipole pattern. We focus on the tropical Rossby Wave Source (RWS) and extratropical eddy activity. Anomalous tropical and extratropical vorticity forcing associated with the NAO is derived from atmospheric reanalysis data and applied in an idealized barotropic model. Also, using winds from composites of the NAO, the vorticity forcing is derived inversely from the barotropic vorticity equation. Both types of forcing are imposed in the barotropic model in the tropics and extratropics, respectively. An important result is that the tropics dampen the NAO as a result of a negative feedback generated in the extratropics. The damping is strongest, about 30%, for the negative phase of the NAO. For the positive phase, the damping is about 50% smaller. The results show that the barotropic vorticity equation can represent the dynamics of both tropical and extratropical forcing related to the formation of the NAO patterns. The scientific interest in the tropical Indian Ocean (IO) is growing as evidence accumulates of the importance of variations in the IO for the evolution of climate in the surrounding regions as well as for remote areas around the globe, as changes in the IO sea surface temperature (SST) influence the local convection and atmospheric circulation and impact tropical and extratropical teleconnection patterns. The IO atmosphere and ocean current systems are complex, undergo strong seasonal variations and a realistic modeling of these variations is challenging. A special feature is the thermocline ridge northeast of Madagascar, where the cold waters in the deeper ocean layers are close to the surface, a feature often referred to as the Seychelles Dome (SD). Variations in the thermocline depth in response to wind changes easily create SST changes that influence the atmosphere in turn leading to strong atmosphere-ocean interactions in this region. We set out to investigate the response of the coupled atmosphere-ocean system to a shallow SD event with the state-of-the-art fully coupled EC-Earth climate model. First the ability of the EC-Earth model to simulate the complex climatology of the IO was evaluated and then was applied to study the impact of SD variations on the rest of the climate system. The climatology of a 40 year simulation of EC-Earth under year 2000 forcing conditions (solar, aerosol and greenhouse gases) was compared against observations. The spatial distribution of the wind, precipitation, sea-surface temperature and the thermal structure of the ocean is simulated rather realistically throughout the year. Biases are present, but the important features are reproduced, including the Seychelles Dome with similarly strong correlations between thermocline depth variations and SST variations as observed, leading us to conclude that EC-Earth is a useful tool to study the detailed coupled ocean-atmosphere response to a shallow SD thermocline event. We studied the response by conducting two ensemble experiments of 40 members each, a control and a perturbed ensemble. In the control ensemble, the coupled system was initialized in November from a neutral SD state and integrated for 26 months. The ensemble members lead to different evolutions by the introduction of random perturbations to the model state during the rst day of integration. The perturbed ensemble diered only from the control ensemble in the application of a windstress anomaly over the SD region in order to raise the thermocline during the rst two months. The differences between the two ensemble mean elds allowed us to study the response of the coupled system both locally and remotely. A strong local cooling of the SSTs drives subsidence and reduced precipitation. North of the SD, an equatorial downwelling adjustment region manifests as a pair of downwelling westward moving Rossby waves that warm up the Western-Equatorial IO and an eastward downwelling equatorial Kelvin wave. The combination of warm and cold SST anomalies over the equator and over the SD drive a northward shift in the Intertropical Convergence Zone (ITCZ) that in January extends over Central-East Africa influencing the precipitation there. The warming over the WesternEquatorial IO triggers atmospheric convection, resulting in a Walker-type response with reduced convection over the Indonesian warm pool and cooling of the SSTs in that region due to stronger surface winds. The Pacific warm pool convection shifts eastward and an oceanic Kelvin wave is triggered, that crosses equatorial Pacific and leads to SST warming in East equatorial Pacific in April. There the SST anomaly triggers weak anomalous atmospheric convection that is dissipated in the following month, as during this season the air-sea coupling is relatively weak and does not support unstable air-sea interactions. In response to the change in atmospheric convection in the Equatorial IO, atmospheric Rossby waves are emanated and are visible in the winter hemisphere waveguides. As these responses depend on the atmospheric state, their characteristics would be different for different timings of Seychelles doming event in the seasonal cycle as well. We suggest to repeat these kind of experiments with different climate models to study the model dependency of these results and choose different timings of the doming in the seasonal cycle to investigate the possibility of triggering ENSO through the remote response in the Pacific.

Η ατμόσφαιρα είναι σύστημα εξαιρετικά ευμετάβλητο και η κατάσταση στην οποία βρίσκεται είναι πολύ σημαντική για την εξέλιξη της ζωής και την ευημερία στη γη. Από τις αέναες αλλαγές των εποχών, μέχρι τα πιο απρόβλεπτα ακραία καιρικά φαινόμενα, όσο περισσότερο ξεδιπλώνουμε τα μυστικά των μηχανισμών των φυσικών διαδικασιών που διέπουν αυτό το ευαίσθητο αλλά πανίσχυρο σύστημα, τόσο περισσότερο μπορούμε να επωφεληθούμε και να βελτιώσουμε τις μακροπρόθεσμες καιρικές προβλέψεις και να κατανοήσουμε καλύτερα τις κλιματικές αλλαγές. Η ατμόσφαιρα συχνά αντιδρά έντονα σε αλλαγές της κατάστασης της και κάποιες φορές μια τοπική διαταραχή μπορεί να μεταβάλλει τα καιρικά συστήματα ακόμα και στις πιο απομακρυσμένες περιοχές. Κάποια από αυτά τα συστήματα είναι μεγάλης κλίμακας, εμμένουν και επαναλαμβάνονται και ονομάζονται “τηλεσυνδέσεις”. Οι εξωτροπικές τηλεσυνδέσεις μπορούν να κατανοηθούν με όρους ατμοσφαιρικών κυμάτων μεγάλης κλίμακας στο πεδίο των ταχυτήτων, όπως είναι τα κύματα Rossby. Οι τηλεσυνδέσεις των τροπικών ζωνών, εκτός από κύματα Rossby, περιλαμβάνουν επίσης ατμοσφαιρικά και ωκεάνια κύματα Kelvin και ισχυρές αλληλεπιδράσεις μεταξύ ωκεανών και ατμόσφαιρας. Ο κύριος στόχος αυτής της διατριβής είναι η καλύτερη κατανόηση των αλληλεπιδράσεων των τροπικών πηγών κυμάτων Rossby και των επιπτώσεων τους στις τροπικές και εξωτροπικές ζώνες, εστιάζοντας σε τηλεσυνδέσεις που σχετίζονται άμεσα ή έμμεσα με τον Ινδικό Ωκεανό, καθώς μελέτες δείχνουν ότι ακόμα και ο καιρός στην Ευρώπη μπορεί να επηρεαστεί από μεταβολές στον Ινδικό Ωκεανό. Η διάδοση των κυμάτων Rossby στην ατμόσφαιρα επηρεάζεται έντονα απο την παρουσία του αεροχειμάρρου, ο οποίος μπορεί να λειτουργεί σαν κυματοδηγός και να μεταφέρει ταχύτατα την ενέργεια του κύματος γύρω απο το ημισφαίριο. Οι αεροχείμαρροι είναι στενές ζώνες ισχυρών δυτικών ανέμων που βρίσκονται στην ανώτερη τροπόσφαιρα και των δύο ημισφαιρίων, κυρίως στις εξωτροπικές περιοχές. Οι αεροχείμαρροι έχουν ζωνικό χαρακτήρα, ο οποίος όμως διαταράσσεται από την παγίδευση κυμάτων Rossby κατά μήκος τους, δημιουργώντας στα μέσα γεωγραφικά πλάτη καμπυλώσεις γνωστές ως ράχες υψηλών πιέσεων ή ως κοίλα, δηλαδή ζώνες χαμηλού βαρομετρικού. Οι καμπυλώσεις αυτές επηρεάζουν έντονα τον καιρό μας, καθώς “ανακατεύουν” τις αέριες μάζες και τα καιρικά συστήματα. Παρόλα αυτά δεν έχουν όλοι οι αεροχείμαρροι την ίδια δυνατότητα να παγιδεύουν κύματα Rossby το ίδιο αποτελεσματικά. Τότε λοιπόν ποια είναι τα χαρακτηριστικά του αεροχειμάρρου που τον κάνουν πιο αποτελεσματικό Rossby κυματοδηγό; Ο απλούστερος τρόπος να προσεγγίσουμε το παραπάνω πρόβλημα είναι να χρησιμοποιήσουμε ένα μοντέλο μονής επιφάνειας που να περιγράφει το δυναμικό σύστημα μια βαροτροπικής ατμόσφαιρας, δηλαδή μιας ατμόσφαιρας που η πυκνότητα του αέρα εξαρτάται μόνο από την πίεση και που οι ισοβαρικές επιφάνειες είναι επίσης και ισόθερμες. Εφαρμόσαμε τη βαροτροπική εξίσωση του στροβιλισμού σε συνθήκες ανώτερης τροπόσφαιρας και εξετάσαμε συστηματικά την ικανότητα ιδεατών αεροχειμάρρων να παγιδεύουν και να οδηγούν την ενέργεια των κυμάτων Rossby. Οι ιδεατοί αεροχείμαρροι είχαν Γκαουσιανό μεσημβρινό προφίλ, ενώ κάθε φορά διέφεραν στο πάχος, την ταχύτητα και το γεωγραφικό πλάτος τοποθέτησης τους. Η δημιουργία της ενέργειας των κυμάτων Rossby έγινε από σταθερές ιδεατές (υπο)τροπικές πηγές στροβιλισμού. Το συμπέρασμα της έρευνας υποδεικνύει ότι ο αεροχείμαρρος γίνεται πιο αποτελεσματικός κυματοδηγός όσο γίνεται πιο στενός και πιο γρήγορος. Η απόκριση γίνεται μέγιστη όταν το κύμα μεταφέρεται γύρω απο ολόκληρο το ημισφαίριο και ο σταθερός ζωνικός κυματαριθμός είναι ακέραιος. Ο ζωνικός κυματαριθμός παίρνει μικρότερες τιμές όσο ο αεροχείμαρρος γίνεται ταχύτερος ή όσο αυτός μεταφέρεται προς βορειότερα γεωγραφικά πλάτη. Το να βρούμε στοιχεία απο παρατηρήσεις στην ατμόσφαιρα που να αποδεικνύουν τα παραπάνω λεγόμενα δεν αποδείχτηκε εύκολη υπόθεση, καθώς η αναλογία μεταξύ σήματος και θορύβου είναι ιδιαίτερα μικρή. Παρόλα αυτά υπάρχουν κάποιες παρατηρησιακές ενδείξεις που στηρίζουν τη συσχέτιση μεταξύ κύματος και ζωνικής κυκλοφορίας. Μεταξύ των πιο σημαντικών εξωτροπικών τηλεσυνδέσεων βρίσκουμε την Κύμανση του Βορείου Ατλαντικού (ΝΑΟ). Το ΝΑΟ είναι ένα μεγάλης κλίμακας βόρειο-νότιο δίπολο επιφανειακής ατμοσφαιρικής πίεσης που σχετίζεται με αλλαγές στη θέση και την ισχύ του αεροχειμάρρου και με μετατοπίσεις της τροχιάς των καταιγίδων. Ανάλογα με την κατάσταση του δίπολου το ΝΑΟ βρίσκεται στην θετική ή την αρνητική του φάση. Η θετική φάση αντιστοιχεί σε ένα ισχυρότερο αεροχείμαρρο και περισσότερες καταιγίδες που κινούνται προς την κεντρική και Βόρεια Ευρώπη, ενώ η αρνητική φάση αντιστοιχεί σε ένα πιο αδύναμο αεροχείμαρρο, ενώ η τροχιά των καταιγίδων εκτρέπεται προς τη Νότια Ευρώπη. Κατά τη διάρκεια της θετικής φάσης οι χειμώνες στην Κεντρική και Βόρεια Ευρώπη και στις Νοτιοανατολικές ΗΠΑ είναι πιο ήπιοι και υγροί, ενώ οι χειμώνες στη Νότια Ευρώπη, το Βορειοανατολικό Καναδά και τη Γροιλανδία είναι πιο ψυχροί και ξηροί. Τα αντίθετα καιρικά φαινόμενα παρατηρούνται κατά την αρνητική φάση του ΝΑΟ. Η τροποποίηση του αεροχειμάρρου σε κάθε φάση επιδρά στις κυματοδηγικές του ικανότητες και ως εκ τούτου επηρεάζει τη δημιουργία και τα χαρακτηριστικά διάδοσης των κυμάτων Rossby. Η μεταβλητότητα του ΝΑΟ οφείλεται κατά κύριο λόγο σε εξωτροπικά δυναμικά συστήματα, όπως για παράδειγμα το σπάσιμο των ατμοσφαιρικών κυμάτων που σχετίζονται με εξωτροπικά καιρικά συστήματα. Επηρεάζεται όμως και απο κύματα Rossby που έχουν δημιουργηθεί σε μικρότερα και μεταδίδονται προς τα μεγαλύτερα γεωγραφικά πλάτη. Σε αυτή τη διατριβή ερευνούμε την επίδραση των τροπικών και εξωτροπικών σημάτων στην μεταβλητότητα του ΝΑΟ. Σκοπεύουμε να προσδιορίσουμε την επιρροή των τροπικών και των εξωτροπικών δυνάμεων στη δημιουργία των σχηματισμών του ΝΑΟ. Παρόλο που η μεταβλητότητα του ΝΑΟ ποικίλει σε χρονικές κλίμακες, εμείς εστιάζουμε στην κλίμακα των 10 −60 ημερών. Σε αυτή την κλίμακα υπάρχουν μηχανισμοί που δημιουργούν το χαρακτηριστικό διπολικό σχηματισμό. Εστιάζουμε στις τροπικές πηγές κυμάτων Rossby και στην εξωτροπική δραστηριότητα των στροβίλων. Η τροπική και εξωτροπική ώθηση στροβιλισμού που σχετίζεται με το ΝΑΟ προέρχεται απο δεδομένα “reanalysis” και υποβάλλεται σε ένα ιδεατό βαροτροπικό μοντέλο. Η ώθηση του στροβιλισμού έχει εξαγεί ανάστροφα, λύνοντας την εξίσωση του βαροτροπικού στροβιλισμού, χρησιμοποιώντας σύνθεση δεδομένων ανέμου απο το ΝΑΟ. Και τα δυο ήδη ώθησης (τροπικής και εξωτροπικής) εισήχθηκαν στο βαροτροπικό μοντέλο στα τροπικά και στα εξωτροπικά γεωγραφικά πλάτη αντίστοιχα. ΄Ενα σημαντικό αποτέλεσμα ήταν ότι η δράση των τροπικών μειώνει την ένταση του ΝΑΟ, σαν αποτέλεσμα αρνητικής ανταπόκρισης που δημιουργείται στους εξωτροπικούς. Η άμβλυνση είναι μεγαλύτερη, περίπου 30%, κατά την αρνητική φάση του ΝΑΟ. Κατα τη θετική φάση είναι κατα 50% περίπου μικρότερη. Τα αποτελέσματα δείχνουν ότι η εξίσωση του βαροτροπικού στροβιλισμού μπορεί να αναπαραστήσει το δυναμικό σύστημα και των τροπικών αλλά και των εξωτροπικών δυνάμεων που δημιουργούν τους σχηματισμούς του ΝΑΟ. Το επιστημονικό ενδιαφέρον για τον Ινδικό Ωκεανό (ΙΩ) μεγαλώνει καθώς πληθαίνουν οι αποδείξεις για τη σπουδαιότητα της μεταβλητότητας του ΙΩ στην εξέλιξη όχι μόνο του κλίματος των γύρω περιοχών, αλλά ακόμα και απομακρυσμένων περιοχών στην υδρόγειο, καθώς αλλαγές στη θερμοκρασίας στην επιφάνεια της θάλασσας μπορούν να επηρεάσουν την ατμοσφαιρική σύγκληση και την ατμοσφαιρική κυκλοφορία και να επιδράσουν στις τροπικές και τις εξωτροπικές τηλεσυνδέσεις. Η ατμόσφαιρα και τα ωκεάνια ρεύματα του ΙΩ είναι περίπλοκα και υφίστανται ισχυρές εποχιακές μεταβολές, και γι'αυτό το λόγο η μοντελοποίηση της μεταβλητότητας του αποτελεί πρόκληση. ΄Ενα ιδιαίτερο χαρακτηριστικό είναι η “ράχη” του θερμοκλινούς του ωκεανού στα βορειοανατολικά της Μαδαγασκάρης, όπου κρύα νερά απο τα βαθύτερα στρώματα της θάλασσας ανεβαίνουν κοντά στην επιφάνεια, και συναντάται με το όνομα “ο θόλος των Σε¨υχέλλων” (SD). Μεταβολές στον επιφανειακό ανέμο ή η έλευση ανοδικών και καθοδικών ωκεάνιων κυμάτων μπορούν να μεταβάλουν το βάθος του θερμοκλινούς. Οι μεταβολές αυτές μπορούν εύκολα να επηρεάσουν την ατμοσφαιρική θερμοκρασία στην επιφάνεια της θάλασσας, και αυτό με τη σειρά του μπορεί να οδηγήσει σε ισχυρές αλληλεπιδράσεις μεταξύ ωκεανού και ατμόσφαιρας στην περιοχή. Σκοπός μας είναι να εξετάσουμε την αντίδραση του συζευγμένου συστήματος ωκεανού-ατμόσφαιρας στην εμφάνιση ενός ρηχού SD περιστατικού, χρησιμοποιώντας το πλήρως συζευγμένο κλιματικό μοντέλο τελευταίας τεχνολογίας, EC-Earth. Ξεκινάμε εξετάζοντας την ικανότητα του μοντέλου EC-Earth να αναπαραστήσει επιτυχώς το πολύπλοκο σύστημα του ΙΩ και στη συνέχεια μελετούμε την επίδραση των μεταβολών του SD στο γενικότερο κλιματικό σύστημα. Για την εξέταση του μοντέλου EC-Earth η μέση κλιματική κατάσταση προσομοιώσεων 40 ετών συγκρίθηκε με παρατηρήσεις. Το μοντέλο έτρεχε κάτω απο σταθερές συνθήκες του έτους 2000 (ηλίου, αερολειμμάτων και αερίων του θερμοκηπίου). Η χωρική κατανομή του ανέμου, της βροχόπτωσης, της ατμοσφαιρικής θερμοκρασίας στην επιφάνεια της θάλασσας, καθώς επίσης και η θερμική δομή του ωκεανού προσομοιώθηκαν αρκετά ρεαλιστικά καθ΄ όλη τη διάρκεια του έτους. Παρατηρήθηκαν ασυμφωνίες, αλλά τα σημαντικά χαρακτηριστικά αναπαραστήθηκαν σωστά, συμπεριλαμβανομένου και του θόλου των Σευχελλών, που παρουσίασε παρομοίως ισχυρή συσχέτιση με τις παρατηρήσεις μεταξύ του βάθους του θερμοκλινούς και των κυμάνσεων της ατμοσφαιρικής θερμοκρασίας στην επιφάνεια της θάλασσας. Τα παραπάνω οδήγησαν στο συμπέρασμα ότι το μοντέλο EC-Earth μπορεί να αποτελέσει χρήσιμο εργαλείο για την έρευνα της αντίδρασης του συζευγμένου συστήματος ωκεανού και ατμόσφαιρας στην εμφάνιση ενός ρηχού SD περιστατικού. Την αντίδραση σε ένα SD περιστατικό εξετάσαμε μέσω δύο συλλογικών (ensemble) πειραμάτων 40 μελών το κάθε ένα, όπου το ένα σύνολο ήταν ελεγχόμενο και το άλλο είχε δεχτεί ώθηση. Στο πρώτο σύνολο των ελεγχόμενων προσομοιώσεων το συζευγμένο σύστημα ξεκινά το μήνα Νοέμβρη, με το SD να βρίσκεται σε ουδέτερη φάση, και προσομοιώνει τους επόμενους 26 μήνες. Το κάθε μέλος της προσομοίωσης εξελίσσεται λίγο διαφορετικά, καθώς εισάγονται τυχαίες αναταράξεις την πρώτη μέρα εκκίνησης της προσομοίωσης. Το δεύτερο σύνολο διαφέρει απο το πρώτο μόνο στην εισαγωγή τύρβης ανέμου πάνω στην περιοχή του θόλου των Σευχελλών, με σκοπό το θερμοκλινές να γίνει πιο ρηχό κατά τους πρώτους 2 μήνες της προσομοίωσης. Εξετάζοντας τις διαφορές μεταξύ των δύο αυτών συνόλων μπορούμε να μελετήσουμε την αντίδραση του συζευγμένου συστήματος σε τοπικό και απομακρυσμένο επίπεδο. Παρατηρήθηκε ισχυρή πτώση της ατμοσφαιρικής θερμοκρασίας στην επιφάνεια της θάλασσας, που δημιούργησε μειωμένη ατμοσφαιρική αστάθεια και συνεπώς μείωση της βροχόπτωσης. Βόρεια του SD το ισημερινό θερμοκλινές για να προσαρμοστεί αναγκάζεται να βυθιστεί, γεγονός που δημιουργεί ένα ζεύγος ωκεάνιων κυμάτων Rossby που κινούνται καθοδικά προς τα δυτικά και θερμαίνουν τον Δυτικού-Ισημερινού ΙΩ, καθώς επίσης και ένα καθοδικό κύμα Kelvin που κινείται προς τα ανατολικά. Ο συνδυασμός της θερμής και ψυχρής ανωμαλίας στον Ισημερινό και πάνω απο την SD περιοχή αντίστοιχα μετατοπίζουν βόρεια τη διατροπική ζώνη σύγκλισης, όπου τον Ιανουάριο εκτείνεται μέχρι την Κεντρική-Ανατολική Αφρική, επηρεάζοντας εκεί τη βροχόπτωση. Η ανώμαλη θέρμανση του Δυτικού Ισημερινού πυροδοτεί φαινόμενα ατμοσφαιρικής σύγκλισης, με αποτέλεσμα μια ανωμαλία τύπου κυττάρου Walker, προκαλώντας μειωμένη ατμοσφαιρική αστάθεια πάνω από την Ινδονησία και τη θερμή λεκάνη του Δυτικού Ειρηνικού, και ψυχρότερες θερμοκρασίες στην ίδια περιοχή λόγω ισχυρότερων επιφανειακών ανέμων. Η ατμοσφαιρική σύγκλιση πάνω απο τη θερμή λεκάνη του Δυτικού Ειρηνικού μετατοπίζεται ανατολικά και εγείρει ένα ωκεάνιο κύμα Kelvin. Το κύμα διασχίζει τον Ειρηνικό ωκεανό και οδηγεί κατά τον Απρίλιο σε άνοδο της ατμοσφαιρικής θερμοκρασίας στην επιφάνεια της θάλασσας στον Ανατολικό Ισημερινό Ειρηνικό. Εκεί, εξ΄ αιτίας της θερμικής ανωμαλίας δημιουργείται ατμοσφαιρική αστάθεια, που όμως είναι σχετικά αδύναμη και εξανεμίζεται τον επόμενο μήνα. Αυτό συμβαίνει επειδή η σύζευξη ωκεανού και ατμόσφαιρας τη συγκεκριμένη εποχή είναι σχετικά αδύναμη και δεν υποστηρίζει ασταθείς αλληλεπιδράσεις μεταξύ ωκεανού και ατμόσφαιρας. Ως αντίδραση στις αλλαγές στην ατμοσφαιρική αστάθεια πάνω απο τον Ισημερινό ΙΩ ατμοσφαιρικά κύματα Rossby εγείρονται και γίνονται ορατά στους κυματοδηγούς των χειμερινών ημισφαιρίων. Καθώς οι παραπάνω μεταβολές εξαρτώνται από την κατάσταση της ατμόσφαιρας, τα χαρακτηριστικά τους θα διέφεραν εάν το SD περιστατικό συνέβαινε σε άλλη στιγμή του έτους. Προτείνουμε την επανάληψη πειραμάτων σαν και αυτό χρησιμοποιώντας διαφορετικά κλιματικά μοντέλα, ώστε να εξεταστεί η εξάρτηση των αποτελεσμάτων από τα μοντέλα. Επίσης προτείνουμε την επανάληψη τέτοιων SD περιστατικών σε διαφορετικές περιόδους του ετήσιου κύκλου, ώστε να διερευνηθεί η πιθανότητα πυροδότησης ενός φαινομένου Ελ Νίνιο-Νότιας Ταλάντωσης (ENSO) μέσω απομακρυσμένης απόκρισης του Ειρηνικού ωκεανού.

De atmosfeer is een gevoelig en heel variabel systeem. De toestand waarin de atmosfeer zich bevindt is cruciaal voor de evolutie en het welbevinden van al het leven op Aarde. Van de altijd terugkerende seizoensveranderingen tot de meest onvoorspelbare extreme weerfenomenen, hoe meer we de mechanismen achter de fysische processen van dit delicate maar ook formidabele systeem ontrafelen, hoe meer vooruitgang we kunnen boeken met betere lange termijn weersverwachtingen en hoe beter we signalen die duiden op klimaatverandering kunnen begrijpen. De atmosfeer is continu in reactie op veranderingen in haar toestand. Een locale verstoring kan de meest verafgelegen gebieden beïnvloeden en weerspatronen veranderen. Sommige van deze uitgestrekte patronen zijn terugkerend en persistent en worden aangeduid als teleconnecties. De extratropische teleconnecties kunnen worden opgevat als grootschalige golven in het snelheidsveld van de atmosfeer, zoals bijvoorbeeld de Rossby golven. De tropische teleconnecties omvatten zowel Rossby golven, als atmosferische en oceanische Kelvin golven en sterke atmosfeer-oceaan interacties. Het doel van dit onderzoek is om meer begrip te krijgen van de interacties tussen Rossby golven opgewekt in de tropen en de tropische en extra-tropische respons op deze golven, waarbij de focus ligt op teleconnecties die gerelateerd zijn aan de Indische Oceaan, zowel direct als indirect, aangezien er uit wetenschappelijk onderzoek is gebleken dat het weer in Europa beïnvloed wordt door variaties in de Indische Oceaan. De voortplanting van Rossby golven wordt sterk beïnvloed door de straalstroom, die als een golfgeleider kan fungeren voor Rossby golven en de energie van de golven snel rond de hemisfeer kan transporteren. De straalstroom is een relatief smalle oostwaartse luchtstroom die met hoge snelheid door de bovenste lagen van de troposfeer stroomt. Rossby golven in de straalstroom verstoren het zonale karakter, wat leidt tot grote meanders die bekend staan als de grote ruggen en troggen van de gematigde zone. Het locale weer wordt hierdoor sterk beïnvloed door de formatie van hoge en lage druk gebieden. Niet elke straalstroom is echter in staat om Rossby golven af te buigen en te geleiden. De vraag is nu, over welke karakteristieken moet een straalstroom beschikken om in staat te zijn een Rossby golf effectief te geleiden? De meest eenvoudige manier om deze vraag te beantwoorden is om gebruik te maken van een enkel laags model onder de aanname van een equivalent barotrope atmosfeer, dat wil zeggen, een atmosfeer waarin de wind niet draait met de hoogte omdat isothermen en isobaren samenvallen zodat er geen temperatuurs advectie plaatsvindt. Met een dergelijk model dat de barotrope vorticiteits vergelijking oplost voor condities in de bovenste laag van de troposfeer hebben we op systematische wijze getest of een geïdealiseerde zonale straalstroom in staat is om Rossby golf energie in te vangen. De gesimuleerde straalstromen hadden een Gaussisch meridionaal proel en verschilden in breedte, snelheid en in meridionale locatie. Rossby golf energie werd opgewekt door stationaire, geïdealiseerde (sub)tropische vorticiteitsbronnen. We concluderen in dit proefschrift dat een straalstroom in het algemeen een efficiëntere golfgeleideris naarmate ze sneller en smaller is. De respons is maximaal als het zonaal stationaire golfgetal een geheel getal is en de golf de hele hemisfeer omloopt. Het zonale golfgetal wordt kleiner als de straalstroom sneller is, of als de straalstroom zich dichter bij de een van de polen bevindt. Het blijkt niet makkelijk om sterk bewijs uit observaties te vinden om onze bevindingen te bevestigen, daar de signaal-ruis verhouding in de atmosfeer tamelijk laag is. Desondanks gaan we ervan uit dat onze resultaten geldig zijn. DeNoordAtlantische Oscillatie (NAO) is een van de meest prominente extratropische teleconnecties. De NAO is een grote Noord-Zuid dipool in de luchtdruk op zeeniveau boven het Noord-Atlantisch gebied, die gerelateerd is aan veranderingen in de sterkte en de positie van de straalstroom en de bijbehorende stormbanen. In de positieve fase van de NAO met een sterker IJsland laag en Azoren hoog is de straalstroom sterker en noordwaarts verschoven met mildere en nattere winters in Noord-Europa, Scandinavië en Noordoost-Amerika en strengere, droge winters in Groenland, Zuid-Europa, Noord-Canada en het Midden-Oosten. In de negatieve fase zijn de veranderingen tegengesteld. De NAO variaties worden voornamelijk veroorzaakt door dynamische processen in de extra-tropen, zoals brekende golven die samengaan met extra-tropische weersystemen. Maar ook Rossby golven die opgewekt worden op lagere breedtes en zich voortplanting richting de extra-tropen kunnen aanleiding geven tot veranderingen in de NAO. In dit proefschrift hebben we de invloed van beide onderzocht. Ons doel was de bijdrage aan de vorming van het NAO patroon te kwanticeren van beide forceringsmechanismes, de tropische en extratropische. Alhoewel de NAO varieert op alle tijdschalen focussen we op variaties op 10-60 dagen. Op deze tijdschaal spelen de belangrijkste fysische processen in de atmosfeer zich af die het karakteristieke dipool patroon kunnen genereren, namelijk de tropische Rossby Wave Source (RWS) en de extra-tropische golfactiviteit. Uit atmosferische her-analyse gegevens leidden we de anomale tropische en extra-tropische vorticiteitsforcering af van een anomale NAO toestand en pasten deze toe in een geïdealiseerd barotroop model van de atmosfeer. Ook bepaalden we de vorticiteitsforcering met behulp van de barotrope vorticiteitsvergelijking af door gebruik te maken van de winden van de gemiddelde anomale NAO toestand en de forcering uit te rekenen die deze toestand stationair maakte. Beide type forceringen pasten we toe in het barotrope model in respectievelijk alleen de tropen en alleen de extra-tropen. Een belangrijk resultaat is dat de tropen de NAO dempen als gevolg van een negatieve terugkoppeling die in de extra-tropen gegenereerd wordt. Deze demping is het sterkst, ongeveer 30%, voor de negatieve fase van de NAO. Voor de positieve fase is de demping ongeveer 50% kleiner. De resultaten laten zien dat de barotrope vorticiteitsvergelijking de dynamica van zowel de tropische als de extra-tropische forcering van de NAO goed kan representeren. De wetenschappelijke interesse in de tropische Indische Oceaan (IO) is groeiende doordat bewijzen zich opstapelen dat de variaties in de IO niet alleen een belangrijke invloed uitoefenen op het klimaat in de directe omliggende regio's maar ook in verafgelegen gebieden elders op de wereld. Veranderingen in de IO zeewatertemperaturen (SST) beïnvloeden namelijk de lokale convectie en atmosferische circulatie, die vervolgens via atmosferische en oceanische teleconnecties tot veranderingen leiden elder in de tropen en extra-tropen. De atmosferische en oceanische stromingspatronen in de IO zijn complex, veranderen sterk met de seizoenen en een realistische numerieke simulatie van deze stromingen vormt een grote uitdaging. Een speciaal fenomeen is de rug in de thermocliene ten noordoosten van Madagascar waar de koude wateren van de diepe oceaan dicht onder het oppervlak liggen, ook wel de "Seychellen Dome" genoemd (SD). Variaties in de diepte van de thermocliene als reactie op wind variaties leiden gemakkelijk tot SST variaties die de atmosfeer beïnvloeden en tot sterke atmosfeer-oceaan interacties leiden in deze regio. Ons doel was om de aanpassingen van het gekoppelde atmosfeer-oceaan systeem op een ondiepe SD gebeurtenis in detail te onderzoeken. We kozen als onderzoeksmiddel hiervoor het state-of-the-art klimaat model EC-Earth. Eerst hebben we onderzocht in hoeverre EC-Earth in staat is om de complexe klimatologie van de IO goed te beschrijven voordat we ermee de invloed van SD variaties op het klimaatsysteem gingen onderzoeken. De klimatologie van een 40 jaar durende simulatie van EC-Earth onder constante jaar-2000 forcering condities ( zoals zonnestraling, aerosolen en broeikasgassen) is vergeleken met waarnemingen. De ruimtelijke verdeling van de wind, neerslag, zeewatertemperaturen en de thermische structuur van de oceaan worden tamelijk realistisch gesimuleerd gedurende de hele jaarlijkse gang. Er zijn ook behoorlijke afwijkingen, maar de belangrijke kenmerken worden goed gesimuleerd, zoals de SD met soortgelijke sterke correlaties tussen de diepte van de thermocliene en de waarde van de zeewatertemperatuur als in de waarnemingen. We concludeerden dat ECEarth een geschikt onderzoeksmiddels is om de ocean-atmosfeer respons op een ondiepe SD gebeurtenis in detail te onderzoeken. We onderzochten deze respons door twee ensemble experimenten van elk 40 leden uit te voeren, een controle ensemble en een verstoord ensemble. In het controle ensemble werd het gekoppelde systeem gestart in november vanuit een neutrale SD toestand en vervolgens voor 26 maanden geïntegreerd. De leden in het ensemble leidden tot verschillende ontwikkelingen doordat gedurende de eerste dag van de integratie toevallige verstoringen aan de model toestand werden toegevoegd. Het verstoorde ensemble verschilde enkel van het controle ensemble in de toepassing van een windstress anomalie in het SD gebied gedurende november en december om de thermocliene omhoog te brengen. De verschillen tussen de ensemble gemiddelde velden laten de respons van het gekoppelde oceanatmosfeer systeem zien op de aangelegde windforcering als functie van de tijd. Een sterke lokale koeling van de zeewatertemperaturen leidt tot anomale subsidentie in de atmosfeer boven de SD en verminderde neerslag. Een verzwakking van de equatoriale opwelling ten noorden van de SD leidt tot de excitatie van een paar westwaarts voortbewegende Rossby golven, die na een maand de westelijke-equatoriale IO opwarmen, en een oostwaarts bewegende equatoriale kelvin golf. De combinatie van warme en koude zeewatertemperatuur anomalieën bij de equator en de SD veroorzaakt een een noordwaartse verschuiving in de ITCZ die zich in januari over Centraal-Oost Africa uitstrekt en locaal de neerslag beïnvloedt. Vanwege de opwarming in de westelijke equatoriale IO wordt atmosferische convectie versterkt met als resultaat een aanpassing in de Walker circulatie met gereduceerde convectie over de Indonesische warme wateren en afkoeling van de zeewater oppervlakte temperaturen in dat gebied vanwege sterkere oppervlakte winden. De convectie over het warme water van de Westelijke Pacic verschuift oostwaarts en slaat een oceanische Kelvin golf aan in de thermocliene. De golf steekt de equatoriale Stille Oceaan over en leidt tot opwarming van de zeewatertemperatuur in de oostelijk equatoriale Stille Oceaan in April. Deze opwarming leidt tot zwakke anomale atmosferische convectie, die in de daaropvolgende maand verdwijnt aangezien de lucht-zee koppeling in dit seizoen relatief zwak is en geen instabiele lucht-zee interacties mogelijk maakt. Ten gevolge van de verandering in atmosferische convectie in de equatoriale IO, worden atmosferische Rossby golven opgewekt die zichtbaar zijn in de winter halfrond golf-geleiders. Aangezien de beschreven aanpassingen op de lokale afkoeling in de SD regio afhangen van de atmosferische toestand op dat moment, verwachten we dat de respons verschillend is als het SD event op een ander moment in de seizoenscyclus plaatsvindt met mogelijke eecten op de timing van de Indische monsoon en El Niño. We doen de aanbeveling om deze experimenten te herhalen met verschillende klimaatmodellen om inzicht te krijgen in de model afhankelijkheid van de resultaten en om de thermocliene op te tillen in verschillende fases van de seizoenscyclus om de mogelijkheid te onderzoeken dat een SD gebeurtenis een El Niño gebeurtenis triggert door de respons in de Stille Oceaan.