The Turn of the Century drought acrossocp.ldeo.columbia.edu/res/div/ocp/pub/seager/seager_2006.pdfThe Turn of the Century drought across North America: global context, dynamics and

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The Turn of the Century drought across

North America: global context, dynamics

and past analogues∗

Richard Seager

Lamont-Doherty Earth Observatory of Columbia University

Palisades, New York 10964

email: [email protected]

Submitted to:

Journal of Climate

December 12, 2005

∗Contribution number XXXX of Lamont Doherty Earth Observatory

Abstract

The causes and global context of the North American drought between 1998

and 2004 are examined using atmospheric reanalyses and ensembles of atmosphere

model simulations variously forced by global SSTs or tropical Pacific SSTs alone.

The drought divides into two distinct time intervals. Between 1998 and 2002 it coin-

cided with a persistent La Nina like state in the tropical Pacific, a cool tropical tro-

posphere, poleward shifted jet streams and, in the zonal mean, eddy-driven descent

in mid-latitudes. During the winters reduced precipitation over North America in

the climate models was sustained by anomalous subsidence and reductions of mois-

ture convergence by the stationary flow and transient eddies. During the summers

reductions of evaporation and mean flow moisture convergence drove the precipita-

tion reduction while transient eddies acted diffusively to oppose this. During these

years the North American drought fitted into a global pattern of circulation and

hydroclimate anomalies with noticeable zonal and hemispheric symmetry.

During the later period of the drought, from 2002 through 2004, weak El Nino

conditions prevailed and, while the global climate adjusted accordingly, western

North America remained, uniquely amongst mid-latitude regions, in drought. The

climate models were unable to simulate the continuation of the drought in these

years suggesting that the termination of this most recent western drought was largely

unpredictable in terms of global ocean conditions.

The global context of the most recent, turn of the century, drought is compared

to the five prior persistent droughts that have struck North America in the instru-

mental record from the mid-Nineteenth Century on. A classic La Nina pattern of

ocean temperature in the Pacific is common to all. A cold Indian Ocean, also typical

of La Nina, is common to all five prior droughts but not the most recent one. Except

in southern South America the global pattern of precipitation anomalies of the turn

of the century drought is similar to that during the five prior droughts. These com-

parisons suggest that this most recent drought is the latest in a series of multiyear

droughts forced by persistent changes in tropical Pacific ocean temperatures.

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1. Introduction

After the 1997/98 El Nino, drought struck across almost the entire United States, northern

Mexico and the Canadian Prairies. At its most severe, between 1999 and 2002, drought

stretched from the Pacific Ocean to the Atlantic Ocean causing forest fires in the American

southwest and Quebec and causing widespread alarm about water resources, even in New

York City. The drought ended, dramatically, in eastern North America in the fall of 2002

but continued further west. In the winter of 2004/5 the American southwest was deluged

by rain and snow but drought has persisted further north in the states and provinces

along the Canada/United States border. Given that even the Dust Bowl drought of the

1930s contained within it wet seasons, it is premature to conclude that this ”Turn of the

Century” drought is yet over.

In recent years climate modeling has begun to reveal the causes of North American

droughts. Persistent reduced precipitation across the American West occurs during times

when the tropical Pacific Ocean is anomalously cold, a La Nina-like state. This has

long been recognized on the seasonal to interannual scale and general circulation models

(GCMs) have been able to simulate short droughts as a response to imposed sea surface

temperature (SST) anomalies (Mo et al., 1991; Trenberth and Branstator, 1992; Atlas

et al., 1993; Trenberth and Guillemot, 1996; Sud et al., 2003) with tropical SSTs being

indicated to be most important. Going to the multiyear timescale, Schubert et al. (2004a)

demonstrated that tropical sea surface temperature (SST) anomalies were responsible for

the Dust Bowl drought. Seager et al. (2005b) (hereafter S05b) demonstrated, using the

Community Climate Model 3 (CCM3) of the National Center for Atmospheric Research

(NCAR), that both the Dust Bowl and 1950s droughts as well as the wet 1990s, were

caused by tropical Pacific SST anomalies. Huang et al. (2005) have used the same

model to attribute multidecadal differences in precipitation throughout the Americas to

the 1976/77 tropical Pacific climate shift. Finally Herweijer et al. (2005) (hereafter H05)

have used the same model to attribute the causes of three severe droughts in the western

United States in the mid to late Nineteenth Century to concurrent persistent La Nina-

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like states. One of the these droughts, the 1856 to 1865 ‘Civil War’ drought, appears to

have been the most severe drought in the West since European settlement (Stahle and

Cleaveland, 1988).

Hoerling and Kumar (2003) specifically showed that, within a multi-model ensemble,

the most recent drought was caused by tropical SST variations with both a cold Pacific and

warm waters in the Indian Ocean and west Pacific being responsible. Lau et al. (2005b,a)

also showed that tropical Indo-Pacific SST anomalies can generate summer drought over

North America. All of these model studies agree that tropical Pacific SST anomalies are

important for drought generation in the mid-latitudes but, to varying degrees, disagree

on the relative roles of Pacific, Indian and Atlantic SST anomalies.

North American droughts also fit into a global pattern of hydroclimatic variations.

Hoerling and Kumar (2003) note that the most recent drought stretched from west of

North America, across the Atlantic Ocean, through the Mediterranean and into central

Asia. Herweijer and Seager (2005) have demonstrated, using rain gauge data, that each of

the major North American droughts in the instrumental record (the Civil War droughts,

the 1870s and 1890s droughts, the Dust Bowl, the 1950s drought and the most recent one)

fit into a hemispherically and zonally symmetric pattern with droughts also impacting at

the same time, parts of Europe, the Mediterranean and central Asia and mid-latitude

South America. At the same time, within the tropics, central America, northern South

America and the Sahel tend to be wet while equatorial east Africa is dry.

The zonal and hemispheric symmetry of precipitation variability has been explained,

with reference to interannual El Nino-Southern Oscillation (ENSO) variability, by Sea-

ger et al. (2005a) (hereafter S05a) in terms of interactions between tropical SSTs, the

subtropical jets, the propagation of transient eddies and the subsequent impact on the

eddy-driven mean meridional circulation (MMC) ( Seager et al. (2003), hereafter S03).

Lau et al. (2005a) have also noted the symmetry and offered an explanation in terms

of transient eddy-mean flow interactions. According to S05b, the persistent droughts

and pluvials are simply low frequency realizations of the same process they identified on

3

interannual timescales.

In the current paper we expand on these advances in our knowledge of the causes of

mid-latitude drought by examining in more detail the most recent, ’turn of the century’,

drought. We will address the following questions:

1. Does the recent drought fit into the same global context of zonal and hemispheric

symmetry as prior persistent droughts?

2. To what extent was the turn-of-the-century drought driven by tropical Pacific SSTs?

3. What are the details of the atmospheric circulation, moisture transport, subsidence,

and surface evaporation anomalies responsible for the most recent drought over

North America?

4. How similar is the current drought to earlier droughts in terms of the oceanic forcing

and the global context?

In order to address these questions we will analyze satellite and gauge precipitation

data, atmospheric reanalyses and ensembles of climate model simulations that cover the

period from January 1856 to April 2005. The model simulations variously use global SST

anomalies or tropical Pacific SST anomalies only. The data and models are described

in the next section. Section 3 examines the global context of the drought and Section 4

examines the zonal mean anomalies over the 1998 to 2004 period. Section 5 examines the

circulation and moisture budget anomalies over North America. Section 6 compares the

global context of the most recent drought with that of the five prior multiyear droughts

in the instrumental record. Conclusions are offered in Section 7.

4

2. Data and models used in this study

a. Precipitation data

We make use of the combined satellite-gauge precipitation data provided by the Global

Preciptation Climatology Project (GPCP, Huffman et al. (1997)) which covers the period

from January 1979 to April 2005. For the longer perspective we use the gauge data

contained within the Global Historical Climatology Network (GHCN) which is based

on station data. The coverage is poor over North America in the Nineteenth Century

and this data set also contains little data over Canada after 1990. For reasons to be

demonstrated the precipitation derived from the moisture budget of the National Centers

for Environmental Prediction-National Center for Atmospheric Research (NCEP-NCAR)

Reanalysis is not analyzed here.

b. Atmospheric circulation data

To analyze the dynamical context of the drought we use the NCEP-NCAR Reanalysis data

(Kalnay et al., 1996; Kistler and others, 2001). Temperatures, winds, vertical velocity,

eddy transports, geopotential heights and specific humidity are used. We do not ana-

lyze the precipitation reported by the Reanalysis which is unconstrained by precipitation

measurements and can have significant errors introduced by NCEP model biases (Kalnay

et al., 1996) and need not be in balance with the moisture transports and evaporation

within the model. Instead we have computed a ‘derived precipitation’ from the Reanal-

ysis surface evaporation, specific humidities and winds but using the pressure level data.

Only data from 1979 to 2005 is used, consistent with the time period of satellite-based

precipitation estimates, and, in general, only including the portion of the Reanalysis that

assimilates satellite data.

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c. Climate model simulations

We use the CCM3 (Kiehl et al., 1998) for the climate model simulations as in previous

studies of North American drought (S05a, Huang et al. (2005), S05b). Two configurations

are used:

1. POGA-ML: In this case tropical Pacific SSTs are specified (20◦S−20◦N) and SSTs

elsewhere are computed with a 2-layer entraining mixed layer model. The method

follows that of Russell et al. (1985) and uses a specified, seasonally varying, cli-

matological mixed layer depth. Heat and mass are exchanged between the mixed

layer and the layer below. In each layer there is a specified ‘q-flux’ which accounts

for the neglected ocean heat transport and is computed as that required to main-

tain the layer temperatures the same as observed. Between 20◦ and 30◦ of latitude

the atmosphere model sees an SST that is a weighted combination of the observed

SST and the the SST modeled at that point with the weighting favoring the mixed

layer model SST with increasing latitude. More details of the mixed layer model

methodology can be found in Russell et al. (1985) as well as the papers referenced

above.

2. GOGA: In this case SSTs, and sea ice variations, are specified globally.

The SST data used comes from two sources of ship and satellite observations. The

Kaplan et al. (1998) data is used for the tropical Pacific for the entire period from January

1856 to the current. Elsewhere the Hadley Centre data is used (HadISST, Rayner et al.

(2003)). Since the HadISST data begins in 1870, for the GOGA simulations during the

period from 1856 to 1870, and outside the tropical Pacific, Kaplan data is used where

available and HadISST climatological values where not.

For each of the POGA-ML and GOGA simulations we used 16 member ensembles

where each ensemble member used different atmospheric initial conditions on January 1,

1856 and each is run through April 2005. Here we examine only the ensemble mean which

isolates the variability forced by the imposed SSTs (either tropical Pacific or global).

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d. Model-data comparisons

Throughout the paper model simulations are compared with Reanalyses. In related work

on tropical forcing of mid-latitude circulation and precipitation anomalies it was shown

that the moisture budget within the Reanalysis, and the derived precipitation it implied,

was reasonably consistent with satellite-derived estimates of precipitation (S05a). That

work concerned interannual ENSO-forced variability. The current work concerns persis-

tent, multi-year, variability, a signal that is considerably weaker. It is expected that the

Reanalysis will capture the multi-year variability with less fidelity than the interannual

variability. This is because the longer averaging period will emphasize both problems

with the computation of the moisture budget and biases in the Reanalysis.

Computation of the moisture budget is also problematic because we are working with

the gridded, pressure level, data, not that on the original grid of the NCEP model.

Consequently errors are introduced by regridding. Further errors are introduced by the

finite difference methods we use for spatial derivatives (centered differences) and vertical

integrals (assuming piecewise linear profiles) which are distinct from those in the NCEP

model and are also performed using data on standard pressure levels, unlike the NCEP

model. In additions, in terms of drought over North America, a leading cause of bias

within the Reanalysis moisture budget is likely to be representation of the atmospheric

state over complex topography. Vertical motion fields, closely linked to precipitation, are

also likely to be biased by the treatment of topography.

The signal of ENSO-related interannual precipitation and moisture transport vari-

ability was, apparently, sufficiently robust to arise clearly above these problems with the

Reanalysis and its analysis as evidence by the derived precipitation resembling the GPCP

satellite estimates (S05a). This was confirmed in that the derived precipitation for indi-

vidual winters and summers with major precipitation anomalies (e.g. the winter deluge of

1997/98, the wet summer of 1993 and the summer drought of 1988) also closely resembled

the satellite estimates and the GHCN data. No such resemblance occurs for the much

smaller multiyear variations examined here. Despite these problems with moisture related

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quantities, anomalies of numerous quantities taken, or computed, from the Reanalysis are

presented throughout alongside modeled anomalies. All should be treated with caution

and not as truth, although they will be referred to as ‘observations’. Some variables,

such as temperatures, upper tropospheric geopotential heights and winds, will be more

trustworthy than others, such as the derived precipitation and vertical velocity.

3. The global context of the Turn of the Century

drought

The persistent La Nina that began after the 1997/98 El Nino continued until 2002. Almost

all of North America endured a severe drought during this period. Beginning in spring

2002 the protracted La Nina ended and was replaced by waters in the eastern equatorial

Pacific that were modestly warmer than usual, a condition that persisted through winter

2004/5. Despite this change in tropical SSTs the drought over western North America

persisted and has not yet made its definitive exit. Heavy rain and snow in the southwest in

winter 2004/5 ended the drought there while it persisted further north. Currently, in De-

cember 2005, the U.S. Drought Monitor (http://www.drought.unl.edu/dm/monitor.html)

still shows regions of moderate to severe drought in the northern mountain states and parts

of the southern Plains and the midwest. Tropical Pacific SSTs have now returned to nor-

mal. Because of this evolution, we divide the post 1997/8 El Nino period into an earlier

period from fall 1998 to spring 2002 and a later period from spring 2002 until fall 2004.

We will further divide the period into summer half years (April through September) and

the winter half years (October through March) because the modeled circulation anomalies

and maintenance of precipitation anomalies are different in the two seasons.

In Figure 1 we show the difference in precipitation for the two seasons of the period

from October 1998 to March 2002 relative to the entire period from January 1979 to April

2005 using GPCP satellite-gauge data and the ensemble mean of the POGA-ML model.

Both the winters and summers of this period were dry throughout North America. As

8

discussed by Hoerling and Kumar (2003), and as clearly seen in Figure 1, this drought

was part of a pattern with noticeable zonal symmetry: drought also extended across the

mid-latitude North Atlantic Ocean, the Mediterranean and into Central Asia (Barlow

et al., 2002).

[Figure 1 about here.]


There was also a near-zonal band of reduced precipitation in the Southern hemisphere

mid-latitudes during the October-March season. This is akin to the hemisperically sym-

metric patterns of precipitation variability on interannual (S05a) and decadal ( Schubert

et al. (2004a); Huang et al. (2005); S05b) timescales previously identified. The hemi-

spheric symmetry is, however, less obvious than in those studies which may be because

the precipitation anomalies are being influenced by processes other than the protracted

La Nina (see Herweijer and Seager (2005)). In particular, it is normal for southern South

America - from southern Brazil to Cape Horn - to be dry during La Ninas, but, during

this period, southern Argentina, southern Chile and Uruguay were wet.

The SST anomalies, together with the land surface temperature anomaly computed

by the GOGA model, during the earlier part of the drought relative to the January 1979

through April 2005 base period, are shown in the bottom row of Figure 1. La Nina-like

conditions prevailed in the tropical Pacific Ocean with cold along the Equator in the

eastern and central Pacific and warm waters in the west and in the western subtropical

Pacific Ocean in both hemispheres. Relative to this post 1979 base period the Indian

Ocean SST anomalies were close to zero whereas they would normally be cool during a

La Nina. The SST anomaly pattern has obvious hemispheric symmetry typical of La Nina

with cool SSTs along the west coasts of the Americas and warm waters in the subtropical

mid-latitude Pacific Ocean.

The middle panels of Figure 1 show the precipitation anomaly simulated by the POGA-

ML model which was forced by tropical Pacific SSTs alone and which computed SSTs

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elsewhere with a mixed layer ocean. The tropically-forced model reproduces the drought

across North America in both seasons and as part of distinct bands of reduced precipitation

in the mid-latitudes of each hemisphere. The precipitation patterns in the tropics are

also similar to those observed: reduced precipitation along the Equatorial Pacific Ocean,

increased precipitation over Southeast Asia, the maritime continent and tropical South

America and dry conditions over parts of central Africa. The model seems to be capable

of reproducing the global hydroclimate anomalies as a response to tropical Pacific SSTs

alone. The most obvious failings are in the southern mid-latitudes where the modeled

zonality is not mirrored to anywhere near the same extent in observations and, of practical

importance, the failure to model the wet spell over southern South America.

Figure 2 shows the corresponding precipitation and SST patterns for the later, 2002-

2004 period. The protracted La Nina is weak now or gone. Precipitation increases in

the tropical Pacific Intertropical Convergence Zone, The extreme dryness in the northern

mid-latitudes disappears except over North America where drought persists in summer

and fall although now only in the West. The dryness in Europe and central Asia ended

in this period. The POGA-ML model reproduces many of these changes going over in

October-March 2002-2004 to a typical El Nino-like pattern of precipitation anomalies. As

such it makes North America wet and fails to reprouce the continuation of the drought.

Clearly 2002 brought a change in the global hydroclimate and the most recent part of the

turn-of-the-century drought in the West is dynamically distinct from the four prior years.

Focusing now on the earlier period of the drought, which the model simulations suggest

was SST-forced, the observed 200mb geopotential height anomalies, relative to the 1979

to 2005 period, are shown in Figure 3. In the observations, above the equatorial Pacific

Ocean during the boreal winters of the drought the classic La Nina signal is seen with

low heights symmetric about the Equator within twin upper level cyclones. During both

seasons, but especially during the boreal summers, low heights extend throughout the

tropics. Year round during this period there are zonally elongated ridges in the subtropics

of each hemisphere as noted by Lau et al. (2005a) with low heights further poleward and

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increased heights over the Arctic. It is noticeable that this symmetric winter pattern is

interrupted by a ridge over North America.



The POGA-ML modeled height anomalies are also shown in Figure 3. The model

captures the tropical lows and mid-latitude zonal ridges in each hemisphere and each

season. It fails to reproduce the changes in heights in the high northern latitudes, not

necessarily a model failing if that was caused by internal atmospheric variability associated

with, for example, the Northern Annular Mode (NAM). The model also has noticeable

errors in the southern high latitudes where the summertime low around Antarctica is

too weak and the winter high is altogether absent. Again this may related to aspects of

Southern Annular Mode (SAM) dynamics that the model does not capture and, perhaps,

cannot be expected to given that it was only forced by variations of tropical SSTs.

By the latter part of the North American drought period the observed tropical heights

had become positive (Figure 4), consistent with tropical Pacific Ocean warming, and the

subtropical ridges disappear. In particular, during winter 2002-2004 tropical heights were

high and mid-latitude heights were low, typical of an El Nino winter, making continued

drought in North America impossible to explain in terms of tropical Pacific forcing. This

shift to an El Nino-like state is reproduced by the model (lower panels of Figure 4).

In summary the first four years of the Turn of the Century drought over North America

fitted into a pattern with an obvious zonal and hemispherically symmetric component. As

such it was akin to earlier droughts that also exhibited this symmetry (HS05). Like the

earlier ones, it was associated with persistent La Nina-like conditions. The subsequent

two years are distinct in that, during northern hemisphere winters, the global atmosphere

circulation reverted to a weak El Nino-like state with troughs in the mid-latitudes but a

localized ridge remained over western North America.

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4. A zonal mean perspective on the turn-of-the-century

North American drought

The previous analysis indicates that the turn-of-the-century North American drought,

during its earlier phase, fitted into a global pattern with a noticeable component of hemi-

spheric and zonal symmetry but that the 2002-2004 period was dynamically distinct. To

further argue this case we present some zonal mean diagnostics of the observed and mod-

eled precipitation and circulation anomalies for the 1998 to 2004 period relative to the

1979 through 2005 base period.

Figure 5 shows the zonal mean anomalies in observed and modeled precipitation for the

period of protracted La Nina and North American drought (fall 1998 to spring 2002). In

Nature there is a reduction of precipitation at the Equator, typical of La Nina conditions,

increases in the subtropics and decreases in the mid-latitudes of each hemisphere. The

pattern is akin to that associated with interannual ENSO variability (S05a). The GOGA

and POGA-ML models qualitatively capture these changes and quantitatively capture

the reduction of summer precipitation in the northern mid-latitudes. The overestimation

of the equatorial reduction of precipitation arises because the model has ENSO-related

precipitation anomalies of the same sign across the Pacific in contrast to the more zonally

varying pattern in nature (see S05a). The model also fails to simulate the lack of drought

in the southern mid-latitudes in both seasons. It is not clear that the GOGA model out

performs the POGA-ML model in any significant way.

The lower panels show the observed and modeled precipitation for the 2002-2004

period. The tropical signal has now reversed, consistent with the change in SST, and

there is anomalously high precipitation during the winters. The northern summer signal

is incoherent. During the northern winters there is reduced precipitation in the northern

subtropics, more precipitation between 30 and 40◦N , and less north of there. The models

reproduce this in the tropics and northern subtropics and mid-latitudes but miss the

generally reduced precipitation north of 40◦N . Once more, the GOGA model does not

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out perform the POGA-ML.


Figure 6 shows the observed and simulated, by the POGA-ML model, changes in

zonal mean temperature and zonal wind for the two seasons of the fall 1998 to spring

2002 period. Both model and observations show the clear sign of a protracted La Nina,

akin to the interannual case (S03): the tropical troposphere is cooler than normal, with

maximum cooling in the upper troposphere, the subtropical jets in each hemisphere are

weaker and the mid-latitude troposphere warms, accompanied by stronger westerlies on

its poleward flanks. As shown in S05a, the change in the subtropical jet strength, which

is hemispherically symmetric, arises as an eddy-mediated consequence of the tropical

tropospheric temperature change and is not due to a change in the Hadley Cell strength,

which, anyway, is not hemispherically symmetric.


The changes in the subtropical jets cause a change in the eddy momentum transport

of transient eddies as their propagation responds to the change in mean flow (S03). This

is seen in Figure 7 which shows the observed and modeled changes in the zonal mean

meridional flux of zonal momentum by transient eddies (u′v′). There are regions of equa-

torward momentum flux in the subtropical free troposphere (the opposite of interannual

El Nino events (S03) and typical of protracted La Ninas (S05b)), flanked by poleward flux

anomalies further poleward. The transient eddy momentum flux convergence is primarily

balanced by the Coriolis torque associated with the mean meridional velocity such that

the latter is given by:

〈v〉 = (1/f)∂〈u′v′〉/∂y, (1)

where u and v are the zonal and meridional velocities, f is the Coriolis parameter, y

indicates latitude, angle brackets indicate zonal means, the overbar indicates the time

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mean and primes the departure from the time mean. Thus there will be poleward flow

in the subtropical upper troposphere (where there is eddy momentum flux divergence)

inducing descent in the mid-latitudes according to:

〈ω(p)〉 = −∫ p

0

∂

∂y

[

(1/f)∂〈u′v′〉/∂y]

dp. (2)

Here ω is the vertical pressure velocity and p is pressure. Eddy-induced descent will

cause warming and suppress precipitation (S03,S05a). This can be seen by forming a

moisture equation for the boundary layer, where most of the moisture is, and using Eq.

2 to substitute for the mean vertical velocity at the top at pressure pT , viz.

〈P 〉 = 〈E〉−∫ ps

pT

[

〈v〉∂〈q〉

∂y

]

dp+TE+SE−(〈qT 〉 − 〈¯q〉)∫ pt

0

∂

∂y

[

(1/f)∂〈u′v′〉/∂y]

dp. (3)

Here P and E are precipitation and surface evaporation, ps is the surface pressure,

q is specific humidity, qT is the specific humidity immediately above the boundary layer

and ¯q is the vertically averaged specific humidity within the boundary layer. TE and SE

are the transient and stationary eddy contributions to the divergence of moisture in the

boundary layer. Given that 〈qT 〉 − 〈¯q〉 is negative it can be seen that with ∂〈u′v′〉/∂y

positive (negative) between the tropics and northern (southern) mid-latitudes and of

opposite sign further poleward, the eddy-fluxes will tend to reduce precipitation in the

mid-latitudes. As shown in S05b the mid-latitude descent and moisture divergence by the

mean meridional circulation is the dominant term explaining mid-latitude dryness during

protracted La Ninas. The transient and stationary eddy terms (TE and SE) tend to

oppose each other in the zonal mean.

The anomalies in zonal mean subsidence are also shown in Figure 7. During northern

hemisphere winter mid-latitude descent lines up much as expected with the eddy momen-

tum fluxes in both observations and the model, despite differences between them. The

model simulates a similar arrangement of eddy momentum fluxes and subsidence during

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northern hemisphere summer something that, amongst a considerable amount of noise,

the observations only hint at.


Figures 8 and 9 show the corresponding quantities for the 2002 to 2004 period. The

summer signal is largely incoherent in both model and observations but during the winter

seasons the appearance of the weak El Nino of winter 2002/3 is evident. The model

faithfully reproduces the observed tropical tropospheric warming and the strengthening

of the subtropical jets. As seen in Figure 9 this reversal from the preceding years was

accompanied, in both nature and the model, by a similar reversal of the transient eddy

momentum fluxes and eddy-induced subsidence.




The evolution of the zonal mean climate through the turn of the century period is well

illustrated by the zonal mean 200mb geopotential height anomalies shown in Figure 10.

This figure follows from that presented by Lau et al. (2005a) and the same 13 month filter

has been applied here as used by them. The 1997/98 El Nino is seen in both NCEP and

the POGA-ML model as a time of higher tropical heights. The subsequent extended La

Nina is associated with lower tropical heights, ridges in the mid-latitudes and lower heights

further poleward, a pattern that is well captured by the POGA-ML model. This pattern

ends in 2002 as the tropical heights increase again as the weak El Nino develops together

with a tendency to form troughs in mid-latitudes and ridges further poleward, a pattern

that is also well captured by the POGA-ML model. Lau et al. (2005a) demonstrated

that this pattern was forced both by the SST anomalies of the equatorial Pacific and by

the opposite signed anomalies of the Indo-west Pacific warm pool.

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In summary, the turn-of-the-century North American drought fitted into a zonal mean

dynamical rearrangement typical of interannual and protracted La Nina events with char-

acteristic changes in zonal mean temperatures, winds, eddy momentum fluxes and subsi-

dence. This zonal mean dynamical set up reversed in 2002, a change that was simulated

by the model. This emphasizes that the last two years of the turn-of-the-century North

American drought (2003 and 2004) are dynamically distinct from the earlier years and

were divorced from the usual global dynamical configuration.

5. The dynamics of the turn-of-the-century North

American drought

In this section we attempt to understand the changes in atmospheric circulation, moisture

transports and evaporation that made up the turn-of-the-century drought over North

America.

a. The moisture budget and maintenance of the modeled drought

Figures 11 shows the observed precipitation from GPCP over the North American region

during the winter half years of the 1998 to 2002 period together with that from the GOGA

and POGA-ML models. Also shown is the precipitation derived to be consistent with the

NCEP Reanalysis moisture budget as described in Section 2.

During the winter half season, according to GPCP, there was reduced precipitation

across most of North America with the exception of British Columbia and northeastern

Canada. The maximum reduction was in the southeastern United States. The derived

NCEP precipitation (derived using pressure level, gridded, NCEP data) almost entirely

fails to capture this pattern. This means that we cannot use the gridded, pressure level,

Reanalysis moisture budget to analyze the mechanisms responsible. As discussed in Sec-

tion 2 we believe the problem with the derived precipitation lies with an inability to

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capture small, but persistent, events. The two models quite successfully simulate the ob-

served precipitation pattern, albeit with reduced amplitude in the southeast and, hence,

we will use them to analyze the mechanisms responsible.



During the summer half years (Figure 12) the observed precipitation reduction im-

pacted the southern United States (but not most of Florida) and the West. Once again,

the derived NCEP precipitation is quite unrealistic. The model precipitation patterns

are fairly realistic in that the south and west are dry while, correctly, Florida and south-

ern Mexico are now wet. The models fail to simulate the wet conditions over central

Canada. In neither season does the GOGA simulation, with global SST forcing, seem to

simulate the drought more realistically than the POGA-ML simulation, emphasizing the

dominance of the tropical Pacific SSTs (at least in this climate model).

The broad similarity of the model and observed precipitation reduction suggests that

the model moisture budget may contain useful information about the mechanisms that

created the drought. Conclusions based on models alone will remain tentative but are here

offered as a testable hypothesis for future confirmation or rejection. Here we will show

only the results from the POGA-ML model. The moisture balance over North America

in the GOGA model is extremely similar.


Figure 13 shows the terms in the model moisture budget for the winter half years

of the drought. The mechanisms that sustained the drought were mixed: evaporation

was reduced across most of the effected region, presumably a consequence of reduced

precipitation. Reduced transient eddy moisture flux convergence produced a tendency to

reduced precipitation across the far southern United States and northern Mexico. This is

related to weaker eddy activity (as measured by sub-monthly variance of the meridional

17

wind) in the subtropics. The weaker eddy activity has noticeable hemispheric and zonal

symmetry (not shown) and is, essentially, the opposite of that shown for the interannual

El Nino case by S05a. It is consistent with the tropical tropospheric cooling and reduced

baroclinicity in the subtropics. Reduced moisture convergence by the stationary flow

produced a tendency to reduced precipitation over the the eastern north Pacific and the

Pacific northwest and over ocean regions south and east of the United States. These results

are broadly consistent with those pertaining to interannual variability during northern

winter reported by S05a.


Figure 14 shows the corresponding model moisture budget for the summer half years

of the drought. During the summers the precipitation reduction is concentrated over

the continent and is strongly supported by a reduction of surface evaporation. This

indicates a role for a soil moisture feedback in extending the drought from the winter

half year into the summer half year (S05b found the same results in a study of the 1930s

and 1950s droughts and so did H05 in a study of three Nineteenth Century droughts).

However this is a model result that cannot be independently verified because of the lack of

observational evaporation estimates. It should be noted that Ruiz-Barradas and Nigam

(2005) found evidence, using land surface models constrained by observed precipitation,

that GCMs quite likely overestimate the strength of the summer soil moisture feedback

and evaporation variations.

During summers, in addition to the evaporation reduction, reduced stationary flow

convergence also tends to reduce precipitation across the drought region, again consistent

with the summers of earlier droughts (S05b). The stationary flow convergence is opposed

by the transient eddy moisture convergence which acts diffusively by converging anoma-

lous moisture into the drought region, a physically plausible result. Hence, in sum, in

summer, evaporation is reduced because of antecedent lower soil moisture and this, and a

change in atmospheric circulation that reduces the stationary flow moisture convergence,

18

cause reduced precipitation while transient eddies converge more moisture into the region

in a partially successful attempt to reduce the drought magnitude. The pattern of anoma-

lous stationary flow convergence in both seasons is largely accounted for by the change

in circulation working on the mean specific humidity field with the mean divergence field

being the dominant term (not shown, but see Huang et al. (2005)).

b. The circulation anomalies associated with the drought

In Figure 15 we show the 500mb vertical pressure velocity anomalies and the 700mb

horizontal flow anomalies for both the Reanalysis and the POGA-ML model for the winter

and summer half years of the 1998 to 2002 period of the drought. There is a good

correspondence in the model between the regions of reduced precipitation and anomalous

subsidence. In the zonal mean it is eddy-induced subsidence that forces the reduction in

precipitation but it has also been argued that production of subsidence can force drying

regionally as well, although the dynamics are more complex (S05a).


As in previous studies of persistent droughts over North America (S05b, H05), subsi-

dence is associated with a northerly component to the low level flow. This is expected from

a simple balance between advection of planetary vorticity and vortex stretching, which

is most likely to occur during summer (Rodwell and Hoskins, 2001) or from a balance

between cold advection and subsidence warming, which is more likely in winter. During

summer climatological southerly flow over the Plains and Southwest supplies moisture to

maintain the summer rains (Higgins et al., 1997; Mo and Berberry, 2004). Anomalous

northerly flow will reduce the moisture advection. In general anomalous northerly flow,

subsidence and low level divergence, go some way to explaining how the anomalous mois-

ture convergence by the stationary flow helps sustain the reduced precipitation. This is

true over the Pacific Northwest coast and northern Mexico in both seasons and over the

southeastern United States in winter. There is little agreement of the winds and subsi-

19

dence between the model and the Reanalysis although winter subsidence and northerly

flow over the southeast is apparent in both.

6. Comparison of the global context of the turn of the

century drought with earlier persistent drought

It has been suggested that widespread drought in the northern mid-latitudes following

the 1997/98 El Nino was, in part, associated with the anomalously warm Indian Ocean in

combination with a cool tropical Pacific (Hoerling and Kumar, 2003; Lau et al., 2005a).

One way to examine this is to compare the recent drought and its global context with

the five prior North American droughts in the instrumental record. These are the ‘Civil

War’ drought of 1856-65, the droughts of the 1870s and 1890s, the Dust Bowl drought and

the 1950s drought ( Fye et al. (2003), H05). These periods were identified based on the

station precipitation and tree ring records (Cook and Krusic, 2004), for the 1850s-1860s

and 1870s droughts (see H05). A more detailed analysis of the drought periods is given

in Herweijer and Seager (2005).

In Figure 16 we plot the near global SST anomaly from the blended Kaplan and Hadley

Centre data sets (as seen by the GOGA model) together with the precipitation anomaly

as reported within the Global Historical Climatology Network (GHCN) data set averaged

over all months of each of these drought periods. For both the SST and precipitation

the anomalies are relative to a January 1979 to April 2005 climatology in order to be

consistent with figures already presented. In addition the area-weighted global mean SST

anomaly has been removed so that we are looking at changes in the gradients of SST and

not the, otherwise rather clear, global mean global warming signal. Note that removing

the global mean SST anomaly does not remove the complete signal of climate change as

it leaves behind any impact of external forcing on SST gradients (e.g. Cane et al. (1997);

Cane (2005); Liu et al. (2005)).

Looking first at the most recent pattern it is seen that, relative to this post 1979 period,

20

the Indian Ocean does not appear warm. The Indian Ocean warming that occurred over

the last five decades was such that the SST in the 1998-2004 period, one of drought over

North America, was little changed from that of the entire post 1978 period which was,

until the demise of the 1997/98 El Nino, a very wet spell, or pluvial, over most of North

America ( Swetnam and Betancourt (1998); Huang et al. (2005); Mauget (2003), S05b).

The tropical Pacific Ocean was cool in the post 1997/98 El Nino period, there were warm

SST anomalies in the central and western subtropical North and South Pacific and cool

waters along the east coast of the Americas from Canada to Chile, a classic La Nina

signal.


The Indian Ocean SST anomalies were, however, small during this most recent drought.

In each of the five prior droughts cool tropical Pacific SSTs went along with a cool Indian

Ocean, again a typical La Nina pattern (Klein et al., 1999; Alexander et al., 2002). Each

of the five prior droughts also had the classic Pacific Ocean La Nina SST pattern with

cool waters along the coast of the Americas and warm regions in the western subtropics

and mid-latitudes and far western equatorial Pacific. The hemispheric symmetry of the

SST anomaly fields in all six of the drought periods is striking, adding support to the

argument for a tropical source.

The North Atlantic Ocean tends to be warm during the droughts. Sutton and Hodson

(2005) have argued that this would tend to create drought over North American. Their

model results point to warm SSTs in the tropical Atlantic as being the dominant influence

rather than SST anomalies in the extratropics, which is consistent with Schubert et al.

(2004b). With the exception of the Civil War and 1890s droughts, northern tropical

Atlantic SST anomalies have been warm during the droughts which is suggestive of a link

between them and the drought, or between them and the tropical Pacific. The POGA-ML

model tends to make the mid-latitude North Atlantic warm during droughts (not shown

but this is referred to in S05b) so, to some extent, Atlantic SST anomalies associated with

21

the droughts could arise as part of the response to the prevailing La Nina-like conditions in

the Pacific although others have suggested that Atlantic SST anomalies could arise from

slow variations of ocean circulation (Kushnir, 1994). Nonetheless, it is the Pacific Ocean

part of the global SST pattern that seems most consistent drought to drought suggestive

of the dominance of tropical Pacific forcing, in conflict with the claims of Sutton and

Hodson (2005) who do not mention a role for the Pacific. No period of sustained La Nina

occurred that was not accompanied by North American drought.

Over North, Central and northern South America there are also similarities between

the precipitation pattern of the turn-of-the-century drought and that of prior droughts.

Each had dry conditions across almost all of North America, petering out in the east-

ern United States and eastern Canada and had wet conditions in Central America and

northern South America. The pattern over North America in the station data during the

1856-65 and 1870s droughts is indistinct due to poor data coverage and, perhaps, quality,

but is clear in the tree ring reconstructions shown in H05 (see also Fye et al. (2003)).

The hemispheric symmetry also extends to the precipitation record: to the extent that

records allow identification, all of the historical North American droughts had a counter-

part in mid-latitude South America. The recent drought is a striking exception to this in

that mid-latitude South America has been wet, for unexplained reasons. The hemispheric

symmetry also argues for a tropical origin to the droughts since it has not been shown

that North Atlantic Ocean variability can produce symmetry.

In summary, by comparing the most recent drought with the five earlier ones, the

recent one looks quite akin to its predecessors both in terms of the SST field that forced

it and in the associated global hydroclimatic pattern (with the exception of mid-latitude

South America). This suggests that we have just witnessed the latest in a serious of severe

multiyear droughts that afflict North America every few decades or so and are part of

a pattern of global hydroclimatic variations forced from the tropical Pacific Ocean but,

perhaps, involving the influence of other tropical oceans.

22

7. Conclusions

The causes, dynamics and global context of the recent North American drought, which

extended in the West from 1998 to 2004 (and may not yet be over) has been examined

using observations, reanalyses and climate model simulations. The recent, turn-of-the-

century drought has also been examined in relation to the five prior severe and multiyear

droughts that have occurred in the period of instrumental observations of SST (1856 until

now). The principal conclusions are:

1. The turn-of-the-century drought divides into two distinct periods separated by the

summer of 2002. In the earlier period (fall 1998 until spring 2002) the North Ameri-

can drought was associated with a persistent La Nina and cool tropical Pacific SSTs

as in the five prior severe, persistent, droughts. Tropical Pacific cooling caused cool-

ing of the tropical troposphere, at all longitudes, and a weakening and poleward

movement of the subtropical jet streams. This impacted the propagation of tran-

sient eddies and caused a poleward displacement of the pattern of poleward flux

of zonal momentum by the transient eddies. As for interannual, ENSO, variability

(Seager et al., 2003, 2005b), in the zonal mean the eddy momentum fluxes were

primarily balanced by the Coriolis torque inducing poleward flow in the subtropics

and descent in the mid-latitudes. Descent suppressed precipitation. This mecha-

nism was diagnosed in Reanalyses and is also found in the model simulations. It is

also the same as occurred in model simulations of earlier droughts (Seager et al.,

2005b).

2. The above argument is irrespective of longitude and hemisphere and, consistently,

during the earlier period of 1998-2002 the observed precipitation anomalies had an

obvious zonally symmetric component too (Hoerling and Kumar, 2003). During the

1998-2002 period dry conditions also afflicted the Mediterranean region, the Middle

East and central Asia. The hemispheric symmetry of the precipitation pattern was

less clear than in prior droughts and, in particular, although there were regions of

23

drying in the southern mid-latitudes, southern South America was, uncharacteris-

tically for a La Nina-like period, anomalously wet.

3. Comparison of the simulations conducted with global SST forcing and others con-

ducted with only tropical Pacific SST forcing (and coupled to a mixed layer ocean

elsewhere) indicate the primacy of the tropical Pacific forcing. SST anomalies in

other regions may still be important, however, as the mixed layer ocean is able to

reproduce, as a remote response to a La Nina-like state, aspects of the global SST

anomalies that go along with North American drought.

4. In the later period, summer 2002 through fall 2004, tropical Pacific SSTs became

warm as part of a weak El Nino-like state. The global atmosphere circulation

anomalies during northern winter then reversed, with stronger, equatorward shifted

subtropical jets, anomalous poleward eddy flux of zonal momentum in the sub-

tropics, induced equatorward flow and ascent in mid-latitudes. The eddy-induced

ascent increased precipitation in the mid-latitudes of each hemisphere. Western

North America stood out as an exception and the drought of the prior period per-

sisted through 2004. The last two years of the drought therefore are divorced from

the usual global dynamical and atmosphere-ocean context. Why this occurred is

not explained here but this raises clear issues concerning how predictable drought

persistence and termination are.

5. The model was used to determine the mechanisms of drought generation with the

following conclusions. The drought was most closely related to anomalous patterns

of subsidence. In the zonal mean the subsidence is induced by transient eddy mo-

mentum fluxes. Regionally, over North America, it is enhanced by the stationary

wave pattern within which equatorward flow requires descent to balance its cooling

affect and its advection of planetary vorticity. In some places and times descent

leads directly to low level moisture divergence by the mean flow while the equa-

torward flow also reduces the advection of moisture into North America from the

24

Gulf of Mexico. Both moisture transport processes help sustain drought conditions.

During the winter season transient eddies converge less moisture into the region of

anomalous mean descent over the southeastern United States and northern Mexico.

This transient eddy convergence anomaly is related to a northward displacement

of eddy activity consistent with tropical cooling and reduced baroclinicity in the

subtropics.

6. Comparison to prior events makes clear that the most recent drought is the latest in

a series of six persistent global hydroclimate regimes, involving a persistent La Nina-

like state in the tropical Pacific and dry conditions across the mid-latitudes of each

hemisphere, that have occured since the advent of ocean temperature observations

in the mid nineteenth century. Although the Indian Ocean has steadily warmed over

the last half century this is not implicated as a cause of the turn-of-the-century North

American drought for two reasons. First, the Indian Ocean in the post 1998 period

has been no warmer than in the 1979-1998 period which was a time of generally

wet conditions over North America (and elsewhere in the mid-latitudes (see Huang

et al. (2005); Seager et al. (2005b)). Second, the five prior droughts were associated

with cool Indian Ocean SSTs (typical of a La Nina-like state). Since the global

hydroclimate regimes of these were very similar to the recent turn-of-the-century

regime (except over southern South America) it is concluded that it is the tropical

Pacific that plays the dominant role in setting up the global hydroclimate regime.

In conclusion the severe drought that has troubled the West since 1998, but which may

now be ending, arose as a consequence of multiyear to decadal timescale variability of the

tropical Pacific Ocean and appears unremarkable compared to its predecessors. This

highlights the need to assess whether the tropical Pacific SST variations that force North

American droughts are predictable on timescales beyond the interannual. It has been

suggested that they are to a modest degree (Karspeck et al., 2004; Seager et al., 2004)

but more extensive work needs to be done, including with coupled GCMs. The fact that

the western drought persisted into 2003 and 2004, even as the tropical Pacific warmed,

25

and the climate model used here made North America wet, means that predicability of

the ends of droughts will remain limited. That said, the costs of North American droughts

and the disruption they cause in agriculture, tourism, forest management, urban water

supply, energy generation etc. are so high that the success of attribution studies such as

this should quickly lead into studies of predictability.

Acknowledgement I thank Yochanan Kushnir, Ed Cook and Celine Herweijer for use-

ful conversations, Naomi Naik and Gus Correa for performing the model simulations used

here and Jennifer Velez for conducting much of the data analysis. This work was sup-

ported by NOAA grants NA030AR4320179 PO7 and 20A and NSF grants ATM-0347009

and ATM-0501878. The model simulation data can be accessed online

(http://kage.ldeo.columbia.edu:81/expert/SOURCES/.LDEO/.ClimateGroup/.PROJECTS/.CCM3).

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31

List of Figures

1 The observed precipitation anomaly for the 1998 to 2002 period, relative to

the 1979 through 2005 base period, shown for the summer (upper left) and

winter (upper right) seasons, together with that simulated by the POGA-

ML model (middle row). The lower panel shows the surface temperature

anomalies from the GOGA model which are observed over the ocean and

computed over land. Units are mm per day for precipitation and ◦C for SST. 35

2 Same as Figure 1 but for the period from April 2002 through September

2004. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36

3 The observed (upper row) 200mb geopotential height anomaly for the 1998

to 2002 period, relative to the 1979 through 2005 base period, shown for

the summer (left) and winter (right) seasons, together with that simulated

by the POGA-ML model (lower row). Units are meters. . . . . . . . . . . . 37

4 Same as Figure 3 but for the April 2002 to September 2004 period. . . . . 38

5 The observed and modeled zonal mean precipitation anomalies for summer

(upper panel) and winter (lower panel) half years of the 1998 to 2002 pe-

riod, relative to the 1979 through 2005 base period. Observations are from

GPCP and both the GOGA and POGA-ML model simulations are shown.

Units are mm per day. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39

6 The observed and modeled zonal mean temperature (colors) and zonal wind

(contours) anomalies for summer (left column) and winter (right column)

half years of the 1998 to 2002 period, relative to the 1979 through 2003

base period. Observations are from NCEP-NCAR Reanalysis the model

simulation is the POGA-ML one. Units are deg C and ms−1. . . . . . . . . 40

32

7 The observed and modeled anomalies of zonal mean subsidence (ω, colors)

and meridional transport of zonal momentum by transient eddies (u′v′,

contours) for summer (left column) and winter (right column) half years

of the 1998 to 2002 period, relative to the 1979 through 2003 base period.

Observations are from NCEP-NCAR Reanalysis the model simulation is

the POGA-ML one. Units are deg C and ms−1. . . . . . . . . . . . . . . . 41

8 Same as Figure 6 but for 2002 to 2003 period. . . . . . . . . . . . . . . . . 42

9 Same as Figure 7 but for the 2002 to 2003 period. . . . . . . . . . . . . . . 43

10 The zonal mean 200mb geopotential height anomaly for the 1997 to 2004

period for (A) NCEP Reanalysis and (B) the POGA-ML model. A 13

month running mean filter has been applied to both to be consistent with

Lau et al. (2005a). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44

11 The observed precipitation anomaly (GPCP) for the 1998 to 2002 period,

relative to the 1979 through 2003 base period for the winter half years,

together with that simulated by the GOGA and POGA-ML models (lower

row). The upper right panel shows the precipitation derived by using the

NCEP Reanalysis winds, specific humidities and evaporation to compute

evaporation minus the vertically integrated moisture divergence by the sta-

tionary flow and the transient eddies, which closely balances the precipita-

tion. Units are mm per day for precipitation. . . . . . . . . . . . . . . . . . 45

12 Same as Figure 10 but for the summer half years of the 1998 to 2002 period. 46

13 Terms in the moisture budget of the POGA-ML model for the winter half

years of the 1998 to 2002 drought: precipitation (upper left), surface evap-

oration (upper right), transient eddy moisture convergence (lower left) and

mean flow moisture convergence lower right). Units correspond to mm/day

of precipitation. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47

14 Same as Figure 12 but for the summer half years of the 1998 to 2002 drought. 48

33

15 The anomalies of 700mb winds (vectors) and vertial pressur velocity at

500mb (contours) for the summer and winter half years of the 1998-2002

period for the Reanalysis (top row) and the POGA-ML model (bottom

row). The vector scale is indicated at bottom right of the panels in ms−1

and the units for vertical velocity are Pa day−1. . . . . . . . . . . . . . . 49

16 The SST anomaly, with global mean removed, and station precipitation

anomaly averaged over all seasons of the six periods of persistent North

American drought within the instrumental record. Anomalies are relative

to a climatology for the January 1979 to April 2005 period. Units are K

for SST and mm/month for precipitation. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50

34

Apr-Sep 1999-2001 Oct-Mar 1998-2002

GPCP Precipitation

0˚ 30˚E 60˚E 90˚E 120˚E 150˚E 180˚ 150˚W 120˚W 90˚W 60˚W 30˚W 0˚Longitude

60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚NLa

titud

e


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚NLa

titud

e

POGA-ML Precipitation

0˚ 30˚E 60˚E 90˚E 120˚E 150˚E 180˚ 150˚W 120˚W 90˚W 60˚W 30˚Wlongitude

60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚Nla

titud

e


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚Nla

titud

e

-2 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0 0.4 0.8 1.2 1.6 2precipitation [mm/day]

Observed Sea Surface Temperature


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚Nla

titud

e


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚Nla

titud

e

-1˚C -0.8˚C -0.6˚C -0.4˚C -0.2˚C 0˚C 0.2˚C 0.4˚C 0.6˚C 0.8˚C 1˚CTemperature

Figure 1: The observed precipitation anomaly for the 1998 to 2002 period, relative tothe 1979 through 2005 base period, shown for the summer (upper left) and winter (upperright) seasons, together with that simulated by the POGA-ML model (middle row). Thelower panel shows the surface temperature anomalies from the GOGA model which areobserved over the ocean and computed over land. Units are mm per day for precipitationand ◦C for SST.

35

Apr-Sep 2002-2004 Oct-Mar 2002-2004

GPCP Precipitation


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚NLa

titud

e


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚NLa

titud

e

POGA-ML Precipitation


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚Nla

titud

e


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚Nla

titud

e

-2 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0 0.4 0.8 1.2 1.6 2precipitation [mm/day]

Observed Sea Surface Temperature


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚Nla

titud

e


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚Nla

titud

e

-1˚C -0.8˚C -0.6˚C -0.4˚C -0.2˚C 0˚C 0.2˚C 0.4˚C 0.6˚C 0.8˚C 1˚CTemperature

Figure 2: Same as Figure 1 but for the period from April 2002 through September 2004.

36

200 mb Geopotential Height

Apr-Sep 1999-2001 Oct-Mar 1998-2002

NCEP

200 mb

0˚ 30˚E 60˚E 90˚E 120˚E 150˚E 180˚ 150˚W 120˚W 90˚W 60˚W 30˚WLongitude

90˚S

60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚N90

˚NLa

titud

e

-30

-30

-20

-20

-10

-10

-10

-10

-10 -10

-10

0

0

0

0

0

0

1010

10

10

10

20

20

20

30

-30

-30

-20

-20

-10

-10

-10

-10

-10 -10

-10

0

0

0

0

0

0

1010

10

10

10

20

20

20

30

200 mb


90˚S

60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚N90

˚NLa

titud

e

-40

-30

-30-20 -20

-20

-20

-10

-10

-10

0

0

0

0

0 0

0

010

10

20

20

20

20

20

30

-40

-30

-30-20 -20

-20

-20

-10

-10

-10

0

0

0

0

0 0

0

010

10

20

20

20

20

20

30

POGA-ML

200. mb


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚Nla

titud

e

-30

-20-10

-10

-10

-10

0

0

0

1010

10

20

20

20

-30

-20-10

-10

-10

-10

0

0

0

1010

10

20

20

20

200. mb


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚Nla

titud

e -30

-20

-20

-10

-10

-10

0

0

0

0

010

10

10

10

10

20

20

20

30

-30

-20

-20

-10

-10

-10

0

0

0

0

010

10

10

10

10

20

20

20

30

Figure 3: The observed (upper row) 200mb geopotential height anomaly for the 1998 to2002 period, relative to the 1979 through 2005 base period, shown for the summer (left)and winter (right) seasons, together with that simulated by the POGA-ML model (lowerrow). Units are meters.

37

200 mb Geopotential Height

Apr-Sep 2002-2004 Oct-Mar 2002-2004

NCEP

200 mb


90˚S

60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚N90

˚NLa

titud

e

0

0

0

0

0

0

0

00

10

10

10

10

10

20

20

30

30

40

4040

40

50

50

0

0

0

0

0

0

0

00

10

10

10

10

10

20

20

30

30

40

4040

40

50

50

200 mb


90˚S

60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚N90

˚NLa

titud

e

-10-10

0

0

0 0

0

0

0

0

10

10

10

10

10

20

20

20

30

30

40

40 40

50

5060

60

-10-10

0

0

0 0

0

0

0

0

10

10

10

10

10

20

20

20

30

30

40

40 40

50

5060

60

POGA-ML

200. mb


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚Nla

titud

e

0

0

0

0

1010 10

10

10

10

0

0

0

0

1010 10

10

10

10

200. mb


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚Nla

titud

e

-20

-10-10

0

1010

10

10

20

20

30

40

-20

-10-10

0

1010

10

10

20

20

30

40

Figure 4: Same as Figure 3 but for the April 2002 to September 2004 period.

38

Zonal Averaged Precipitation

GPCP (solid), GOGA (dashed), POGA-ML (dotted)

Apr-Sep 1999-2001 Oct-Mar 1998-2002

60˚S 30˚S 0˚ 30˚N 60˚NLatitude

-0.5

00.

5 GPCPGOGAPOGA-ML


-0.5

00.

5 GPCPGOGAPOGA-ML

Apr-Sep 2002-2004 Oct-Mar 2002-2004


-0.2

00.

20.

40.

6

GPCPGOGAPOGA-ML


-0.2

00.

20.

40.

6

GPCPGOGAPOGA-ML

Figure 5: The observed and modeled zonal mean precipitation anomalies for summer(upper panel) and winter (lower panel) half years of the 1998 to 2002 period, relative tothe 1979 through 2005 base period. Observations are from GPCP and both the GOGAand POGA-ML model simulations are shown. Units are mm per day.

39

Zonal Averaged Temperature (color), Zonal Wind (contours)

Apr-Sep 1999-2001 Oct-Mar 1998-2002

NCEP


200

400

600

800

1000

Pre

ssur

e [m

b]

-6-5.5 -5-4.5-4 -3.5-3

-2

-2

-1.5

-1.5

-1

-0.5

-0.5

-0.5

0

0

0

0

0.5

0.5

0.50.5

1 1.5


200

400

600

800

1000

Pre

ssur

e [m

b]

-2 -2-1.5

-1.5

-1

-1

-1

-0.5

00

0

0

0

0.5

0.5 0.5

0.5

0.5

1

1 1

1.5

1.5

POGA-ML

60˚S 30˚S 0˚ 30˚N 60˚Nlatitude

200

400

600

800

1000

Pre

ssur

e [m

b]

-2.5-2

-2

-1.5 -1.5

-1

-1

-0.5

0

0

0

0

0

0.5

0.5


200

400

600

800

1000

Pre

ssur

e [m

b]

-1.5-1

-1

-0.5

-0.5

0

00

0.5

0.5

11.5

-1.5˚C -1˚C -0.5˚C 0˚C 0.5˚C 1˚C 1.5˚CTemperature

Figure 6: The observed and modeled zonal mean temperature (colors) and zonal wind(contours) anomalies for summer (left column) and winter (right column) half years ofthe 1998 to 2002 period, relative to the 1979 through 2003 base period. Observationsare from NCEP-NCAR Reanalysis the model simulation is the POGA-ML one. Units aredeg C and ms−1.

40

Zonal ω (color), u´v´(contours)

Apr-Sep 1999-2001 Oct-Mar 1998-2002

NCEP


200

400

600

800

1000

Pre

ssur

e [m

b]

-3

-2

-2

-1

-1

0

0

0

0

0

0

0

1

1

1

1


200

400

600

800

1000

Pre

ssur

e [m

b]

-5

-3

-2

-2

-1

0

0

0

0 0

0

1

2

3

5

POGA-ML


200

400

600

800

1000

Pre

ssur

e [m

b]

0

0

0

00

0

0

1

1

2


200

400

600

800

1000

Pre

ssur

e [m

b]

-2

-1

-1

0

00

0

0

0

0

1

1

-0.004 -0.002 0 0.002 0.004Pressure vertical velocity [Pa/s]

Figure 7: The observed and modeled anomalies of zonal mean subsidence (ω, colors) andmeridional transport of zonal momentum by transient eddies (u′v′, contours) for summer(left column) and winter (right column) half years of the 1998 to 2002 period, relative tothe 1979 through 2003 base period. Observations are from NCEP-NCAR Reanalysis themodel simulation is the POGA-ML one. Units are deg C and ms−1.

41

Zonal Averaged Temperature (color), Zonal Wind (contours)

Apr-Sep 2002-2004 Oct-Mar 2002-2004

NCEP


200

400

600

800

1000

Pre

ssur

e [m

b]

-4-3.5-3-2.5-2

-2

-1.5

-1.5-1.5

-1

-1

-1

-1

-0.5

-0.5

-0.5

0

0

0

0

0

0.50.5

11.52 2.533.54


200

400

600

800

1000

Pre

ssur

e [m

b]

-5-4.5 -4-3.5-3-2.5-2 -2

-2

-1.5-1.5

-1.5

-1

-1

-1

-0.5

-0.5

00

0

0

0

0.5

0.5

1

1

1.52

POGA-ML


200

400

600

800

1000

Pre

ssur

e [m

b]

0

0

00.250.25


200

400

600

800

1000

Pre

ssur

e [m

b]

-1

-0.5

-0.5

-0.5

0

0

0

0

0.5

1

-1.5˚C -1˚C -0.5˚C 0˚C 0.5˚C 1˚C 1.5˚CTemperature

Figure 8: Same as Figure 6 but for 2002 to 2003 period.

42

Zonal ω(color), u ´v ´(contours)

Apr-Sep 2002-2004 Oct-Mar 2002-2004

NCEP


200

400

600

800

1000

Pre

ssur

e [m

b]

-5

-4-2

-1

-1

-1

0

0

0

0

0

00

1


200

400

600

800

1000

Pre

ssur

e [m

b]

-5

-4-3-2

-1

-1

-1

0

0

00

0

1

1

1

2

POGA-ML


200

400

600

800

1000

Pre

ssur

e [m

b]

-1-0.5

-0.5

-0.5

00

0

0

0

0

00.50.5


200

400

600

800

1000

Pre

ssur

e [m

b]

-2

-1

-1

0

0

0

0

0

0

0

0

1

-0.004 -0.002 0 0.002 0.004Pressure vertical velocity [Pa/s]

Figure 9: Same as Figure 7 but for the 2002 to 2003 period.

43

Smoothed Zonal Mean Height Anomalies at 200 mb

(A) NCEP (B) POGA-ML


Jan

Jan

Jan

Jan

1998

2000

2002

2004

Tim

e

-30-20

-20

-10

-10

-10 -10

0

0

0

0

0

0

0

0

10

10

10

10

10

10

10

10

20

20

20

30

30

30

40


Jan

Jan

Jan

Jan

1998

2000

2002

2004

Tim

e

-20

-10-10

0

0 0

0

0

0

10

10

10

10

10

10

20

20

30

Figure 10: The zonal mean 200mb geopotential height anomaly for the 1997 to 2004period for (A) NCEP Reanalysis and (B) the POGA-ML model. A 13 month runningmean filter has been applied to both to be consistent with Lau et al. (2005a).

44

Precipitation Oct-Mar 1998-2002

a) GPCP b) Derived NCEP

130˚W 120˚W 110˚W 100˚W 90˚W 80˚W 70˚WLongitude

30˚N

60˚N

Latit

ude

-0.8

-0.6

-0.6-0.4

-0.2

-0.2

-0.2

0

0

0

00.2

0.4

-0.8

-0.6

-0.6-0.4

-0.2

-0.2

-0.2

0

0

0

00.2

0.4


30˚N

60˚N

Latit

ude

-0.8

-0.6

-0.6

-0.4

-0.4

-0.4-0.4

-0.2

-0.2

-0.2

-0.2

-0.2

-0.2

0

0

0

0

0

00.20.2

0.20.2

0.2

0.4

0.4

0.6

0.6

0.8 -0.8

-0.6

-0.6

-0.4

-0.4

-0.4-0.4

-0.2

-0.2

-0.2

-0.2

-0.2

-0.2

0

0

0

0

0

00.20.2

0.20.2

0.2

0.4

0.4

0.6

0.6

0.8

c) GOGA d) POGA-ML

130˚W 120˚W 110˚W 100˚W 90˚W 80˚W 70˚Wlongitude

30˚N

60˚N

latit

ude

-0.6-0.4

-0.4

-0.2

0

0 00

0

-0.6-0.4

-0.4

-0.2

0

0 00

0


30˚N

60˚N

latit

ude

-0.2

0

0

0

-0.2

0

0

0

Figure 11: The observed precipitation anomaly (GPCP) for the 1998 to 2002 period,relative to the 1979 through 2003 base period for the winter half years, together with thatsimulated by the GOGA and POGA-ML models (lower row). The upper right panel showsthe precipitation derived by using the NCEP Reanalysis winds, specific humidities andevaporation to compute evaporation minus the vertically integrated moisture divergenceby the stationary flow and the transient eddies, which closely balances the precipitation.Units are mm per day for precipitation.

45

Precipitation Apr-Sep 1999-2001

a) GPCP b) Derived NCEP


30˚N

60˚N

Latit

ude

-0.6

-0.4

-0.2 -0.2

-0.2

0

0

0

0

0

0.2

0.2

0.2

0.4

-0.6

-0.4

-0.2 -0.2

-0.2

0

0

0

0

0

0.2

0.2

0.2

0.4


30˚N

60˚N

Latit

ude

-1.2

-1

-1

-1

-1

-0.8

-0.6

-0.6

-0.6

-0.6

-0.4

-0.4

-0.4

-0.4

-0.4-0.4

-0.4

-0.2

-0.2

-0.2

-0.2

0

0

0

00.2

0.2

0.2

0.2

0.4

0.4

0.4

0.4

0.4

0.4

0.6

0.6

0.6

0.6

0.8

0.81

-1.2

-1

-1

-1

-1

-0.8

-0.6

-0.6

-0.6

-0.6

-0.4

-0.4

-0.4

-0.4

-0.4-0.4

-0.4

-0.2

-0.2

-0.2

-0.2

0

0

0

00.2

0.2

0.2

0.2

0.4

0.4

0.4

0.4

0.4

0.4

0.6

0.6

0.6

0.6

0.8

0.81

c) GOGA d) POGA-ML


30˚N

60˚N

latit

ude

-0.4

-0.2

00

0.41

-0.4

-0.2

00

0.41


30˚N

60˚N

latit

ude

-0.4

-0.2

-0.2

0

0 0

0.2

0.4

-0.4

-0.2

-0.2

0

0 0

0.2

0.4

Figure 12: Same as Figure 10 but for the summer half years of the 1998 to 2002 period.

46

POGA-ML Oct-Mar 1998-2002

a) Precipitation b) Surface Evaporation


30˚N

60˚N

latit

ude

-0.2

0

0

-0.2

0

0


30˚N

60˚N

Latit

ude

-0.6

-0.4

-0.2

0

0

-0.6

-0.4

-0.2

0

0

c) Transient Eddy Conv to 300 mb d) Stationary Flow Conv to 300 mb


30˚N

60˚N

Latit

ude

-0.4

-0.2

-0.20

0

0

0.2

0.2

-0.4

-0.2

-0.20

0

0

0.2

0.2


30˚N

60˚N

Latit

ude

-0.6-0.4

-0.4

-0.2

-0.2

-0.2

0

0

0

0

0.20.4

0.6-0.6

-0.4

-0.4

-0.2

-0.2

-0.2

0

0

0

0

0.20.4

0.6

Figure 13: Terms in the moisture budget of the POGA-ML model for the winter half yearsof the 1998 to 2002 drought: precipitation (upper left), surface evaporation (upper right),transient eddy moisture convergence (lower left) and mean flow moisture convergencelower right). Units correspond to mm/day of precipitation.

47

POGA-ML Apr-Sep 1999-2001

a) Precipitation b) Surface Evaporation


30˚N

60˚N

latit

ude

-0.4

-0.2

0

0

0

0

0.20.4

0.6-0.4

-0.2

0

0

0

0

0.20.4

0.6


30˚N

60˚N

Latit

ude

-0.2

-0.2

0

0

-0.2

-0.2

0

0

c) Transient Eddy Conv to 300 mb d) Stationary Flow Conv to 300 mb


30˚N

60˚N

Latit

ude

-0.2

-0.2

-0.20

0

00.2

0.2

0.2

0.2

0.4

-0.2

-0.2

-0.20

0

00.2

0.2

0.2

0.2

0.4


30˚N

60˚N

Latit

ude

-0.2

-0.2

-0.2

-0.2

-0.2

-0.2

0

0

0

00

0

00.2

0.2

0.2

0.8

-0.2

-0.2

-0.2

-0.2

-0.2

-0.2

0

0

0

00

0

00.2

0.2

0.2

0.8

Figure 14: Same as Figure 12 but for the summer half years of the 1998 to 2002 drought.

48

700 mb winds(vectors), 500 mb ω(contours)

Apr-Sep 1999-2001 Oct-Mar 1998-2002

NCEP


30˚N

60˚N

Latit

ude

-0.01

-0.01

-0.005

-0.005

-0.005

-0.005

0

0

0

0

0

0.005

0.005

0.005

0.01

-0.01

-0.01

-0.005

-0.005

-0.005

-0.005

0

0

0

0

0

0.005

0.005

0.005

0.01

1


30˚N

60˚N

Latit

ude

-0.015

-0.01

-0.005

-0.005

-0.005

0

0

0

0

0

0.005

0.005

0.005

0.01

0.01

-0.015

-0.01

-0.005

-0.005

-0.005

0

0

0

0

0

0.005

0.005

0.005

0.01

0.01

1

POGA-ML


30˚N

60˚N

latit

ude

-0.0050

0

0

0

0.005

0.005

-0.0050

0

0

0

0.005

0.005

1


30˚N

60˚N

latit

ude

-0.005

0 0

00

0.0050.005

0.005

0.005-0.005

0 0

00

0.0050.005

0.005

0.005

1

Figure 15: The anomalies of 700mb winds (vectors) and vertial pressur velocity at 500mb(contours) for the summer and winter half years of the 1998-2002 period for the Reanalysis(top row) and the POGA-ML model (bottom row). The vector scale is indicated at bottomright of the panels in ms−1 and the units for vertical velocity are Pa day−1.

49

SSTA, global mean removed, and GHCN Station Precipitation

a) 1856-1865 b) 1870-1877


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚NLa

titud

e

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•


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚NLa

titud

e

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••• •

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••

c) 1890-1896 d) 1932-1939


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚NLa

titud

e

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••


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚NLa

titud

e

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e) 1948-1957 f) 1998-2004


60˚S

30˚S

0˚30

˚N60

˚NLa

titud

e

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-0.8˚C -0.6˚C -0.4˚C -0.2˚C 0˚C 0.2˚C 0.4˚C 0.6˚C 0.8˚CSea Surface Temperature Anomalies

-80 -60 -40 -20 0 20 40 60 80Precipitation [mm/month]

Figure 16: The SST anomaly, with global mean removed, and station precipitationanomaly averaged over all seasons of the six periods of persistent North American droughtwithin the instrumental record. Anomalies are relative to a climatology for the January1979 to April 2005 period. Units are K for SST and mm/month for precipitation.

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Documents

The Turn of the Century drought acrossocp.ldeo.columbia.edu/res/div/ocp/pub/seager/seager_2006.pdfThe Turn of the Century drought across North America: global context, dynamics and