A New Rossby Wave–Breaking Interpretation of the North Atlantic Oscillation

Una Nuova Interpretazione della Rottura delle Onde di Rossby Relativa all’Oscillazione Nord Atlantica

Abstract:
Questo studio propone che le variazioni a bassa frequenza dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) siano causate dalle alterazioni nella frequenza con cui avvengono gli eventi di rottura delle onde di Rossby nei livelli superiori dell’Atlantico del Nord. Questi eventi generano configurazioni sinottiche simili ai blocchi di medie latitudini, definiti come episodi di blocco ad alte latitudini. Si immagina che un NAO positivo rappresenti periodi in cui tali episodi sono meno frequenti, configurandosi come situazioni standard e non bloccate. Al contrario, un NAO negativo corrisponde a periodi in cui questi episodi sono più frequenti. Esiste una correlazione simile, sebbene più debole, tra la rottura delle onde nel Pacifico e il pattern del Pacifico occidentale.

Per supportare questa ipotesi, viene utilizzato un indice basato sulla vorticità potenziale bidimensionale per rilevare la rottura delle onde a diverse latitudini. Questo metodo è stato applicato ai dati invernali dell’emisfero settentrionale raccolti durante l’analisi di reanalisi ECMWF dei 40 anni (ERA-40), e i risultati ottenuti sono stati correlati con il NAO.

L’analisi ha anche identificato alcuni precursori dinamici che sembrano aumentare la probabilità di rottura delle onde. Questi risultati suggeriscono meccanismi tramite i quali le variazioni nel Pacifico tropicale e nella stratosfera possono influenzare il NAO.

1. Introduzione

Come evidenziato da Pelly e Hoskins nel 2003, l’inizio degli episodi di blocco alle medie latitudini è legato alla rottura delle onde di Rossby nei livelli superiori dell’atmosfera. Recentemente, Benedict e collaboratori nel 2004 hanno ipotizzato che un processo simile di rottura delle onde sia responsabile delle variazioni legate all’Oscillazione Nord Atlantica (NAO). L’evoluzione sinottica che loro associano con le anomalie negative del NAO è molto simile al blocco, ma avviene a latitudini più elevate, al di là della traiettoria delle tempeste polari. Questo studio approfondisce ulteriormente la relazione tra questi eventi simili ai blocchi e il NAO.

Come discusso da Berrisford e collaboratori nel 2007, il termine “blocco” descrive generalmente un fenomeno atmosferico in cui si forma un grande anticiclone quasi stazionario nelle medie latitudini, che persiste per diversi giorni o più, ostruendo i venti occidentali prevalenti e i sistemi meteorologici. Esiste tuttavia una vasta gamma di attività anticiclonica nelle medie latitudini, e non c’è ancora un consenso su quale tipo di sistema debba essere effettivamente classificato come blocco.

Le analisi oggettive volte a identificare regimi meteorologici distinti rivelano frequentemente modelli con un anticiclone posizionato al lato polare delle traiettorie delle tempeste. Questi si manifestano spesso vicino alla Groenlandia meridionale, identificati come il regime di blocco della Groenlandia, e comportamenti simili sono osservabili nel settore del Pacifico, noto come il Crinale dell’Alaska.

Quando tali anticicloni si posizionano leggermente al di fuori delle traiettorie delle tempeste e delle posizioni dei getti, il loro impatto tende più a deviare il flusso occidentale ambientale piuttosto che a bloccarlo completamente. Nonostante ciò, spesso vengono classificati come blocchi dagli indici di blocco oggettivi. Questi indici si sono tradizionalmente concentrati su specifiche fasce di latitudine, come evidenziato dagli studi di Tibaldi e Molteni nel 1990 e Pelly e Hoskins nel 2003, che hanno mostrato una predominanza di blocchi sopra l’Europa e l’est del Pacifico. Più recentemente, studi come quelli di Schwierz, Scherrer e Diao tra il 2004 e il 2006 hanno sviluppato indici bidimensionali che individuano blocchi a tutte le latitudini, evidenziando una significativa presenza di blocchi alle alte latitudini in entrambi i bacini oceanici. Berrisford e collaboratori nel 2007 hanno esteso ulteriormente l’indice di Pelly e Hoskins a un indice bidimensionale per analizzare i blocchi a diverse latitudini nell’emisfero australe.

Gli studi hanno frequentemente osservato episodi che ricordano i blocchi atmosferici, associati alla rottura delle onde alle alte latitudini. Questi episodi sono stati definiti “blocchi ad alta latitudine” per distinguerli dai blocchi a media latitudine, che effettivamente interrompono i venti e le tempeste occidentali anziché deviarli. Useremo la stessa terminologia anche in questo contesto.

Numerose ricerche hanno stabilito un chiaro collegamento tra i blocchi ad alta latitudine nel settore atlantico e la NAO, evidenziando una maggiore frequenza di blocchi durante la fase negativa della NAO (Shabbar et al. 2001; Luo 2005; Scherrer et al. 2006). La NAO rappresenta il principale schema di variabilità atmosferica sull’Atlantico (per esempio, Wallace e Gutzler 1981; Hurrell 1995) ed è stata quindi al centro di numerosi studi (si veda, ad esempio, la recensione di Wanner et al. 2001). La NAO presenta variabilità su tutte le scale temporali, ma recentemente diversi studi si sono concentrati su quelle sinottiche per cercare di spiegare le dinamiche sottostanti (ad esempio, Vallis et al. 2004; Löptien e Ruprecht 2005).

In particolare, Benedict et al. (2004) hanno identificato gli “eventi NAO” su scala sinottica, concludendo che la rottura delle onde di Rossby nei livelli superiori era responsabile delle anomalie della NAO. Hanno scoperto che una rottura anticiclonica porta a un evento NAO positivo, mentre una rottura ciclonica conduce a un evento negativo. Questo processo di rottura dell’onda, che genera eventi NAO, è stato simulato perturbando un modello a equazioni primitive con schemi di perturbazione derivati dalle variazioni del percorso delle tempeste nel Pacifico (Franzke et al. 2004).

Questo ci spinge a riesaminare esattamente quale sia la relazione tra i blocchi ad alta latitudine sull’Atlantico e la NAO. È stato proposto che la fase negativa della NAO predisponga le condizioni affinché sia più probabile la formazione di un anticiclone persistente quando l’atmosfera si trova in questo stato. Tale predisposizione potrebbe avvenire attraverso una modifica delle onde stazionarie planetarie in risposta alle anomalie di temperatura superficiale associate alla NAO negativa, come suggerito da Shabbar et al. (2001), Huang et al. (2006) e Barriopedro et al. (2006), o a causa di un getto più diffuso durante la fase negativa della NAO, come indicato da Luo (2005). Un’altra ipotesi è che il blocco stesso influenzi la NAO, come suggerito da Croci-Maspoli et al. (2007), i quali sostengono che gli eventi di blocco atlantico possano scatenare l’inizio della fase negativa della NAO. Un’ulteriore prospettiva, emergente dalla visione sinottica della NAO, è che la NAO negativa e il blocco ad alta latitudine sull’Atlantico possano essere in realtà due modi diversi di descrivere lo stesso fenomeno. Questo concetto è supportato dal modello semplice di Luo et al. (2007) e dalla proposta di Berrisford et al. (2007) che vedono gli episodi di rottura delle onde in alcune regioni dell’Emisfero Sud come una manifestazione locale dell’Oscillazione Antartica.

Per indagare questa questione, applichiamo l’indice basato sulla vorticità potenziale bidimensionale di Berrisford et al. (2007) ai dati della rianalisi di 40 anni del European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF) (ERA-40). Questo indice identifica eventi di blocco ad alta latitudine sia nel settore atlantico che in quello pacifico, mostrando caratteristiche molto simili. Utilizziamo gli indici di teleconnessione per dimostrare che esiste effettivamente un legame molto stretto tra gli eventi atlantici e la NAO, e che una relazione simile esiste anche per gli eventi nel Pacifico, associati a un modello di variabilità a bassa frequenza denominato “Modello del Pacifico Occidentale” (WPP). Inoltre, analizziamo i blocchi ad alta latitudine per esaminare le anomalie associate e per identificare eventuali anomalie che li precedono, che potrebbero indicare precursori dinamici.

2. Metodologia

I dati utilizzati in questa ricerca provengono dall’archivio ERA-40 (Uppala et al. 2005), che copre il periodo da dicembre 1957 a dicembre 2001. L’analisi si concentra esclusivamente sugli eventi del periodo invernale, dicembre-febbraio (DJF), anche se si includono necessariamente alcuni giorni di novembre e marzo per la composizione dei periodi precedenti o successivi agli eventi. Tutti i dati impiegati in questo studio mantengono la risoluzione completa di ERA-40, pari a 1,125°.

Dato il ruolo cruciale della rottura delle onde di Rossby nei livelli superiori durante gli episodi di blocco, l’indice di blocco di Pelly e Hoskins (2003) identifica una inversione del gradiente meridionale della temperatura potenziale sulla tropopausa dinamica, definita come la superficie di vorticità potenziale (PV) a 2 PVU. In questo studio, abbiamo esteso l’applicazione di tale indice a tutte le latitudini tra 25° e 73°N, seguendo l’approccio di Berrisford et al. (2007), anziché limitarlo alla latitudine di massima energia cinetica degli eddies transitori. Perciò, generalmente ci riferiamo a questo come a un indice di rottura delle onde piuttosto che di blocco, in linea con quanto fatto da Berrisford et al. Per il resto, tutti i parametri e le definizioni rimangono invariati rispetto a quelli utilizzati da Pelly e Hoskins (2003) per definire gli episodi di blocco.

L’indice è calcolato per ogni punto su una griglia con intervalli di 4° in latitudine e 5° in longitudine. La temperatura potenziale viene calcolata mediamente in due aree di 5° di longitudine e 15° di latitudine, una situata sul lato polare del punto e l’altra sul lato equatoriale. Un indice istantaneo di rottura delle onde in questo punto centrale è definito come la differenza tra il valore polare e quello equatoriale, risultando positivo se il gradiente è invertito. Per identificare gli eventi più grandi e persistenti, applichiamo diversi vincoli spaziali e temporali. Qualsiasi spostamento latitudinale del modello è gestito prendendo il valore massimo dell’indice istantaneo entro un raggio di 4° di latitudine. Definiamo la rottura delle onde su larga scala come un evento in cui l’indice istantaneo rimane positivo per almeno 15° di longitudine, e identifichiamo un episodio di rottura delle onde in un punto specifico se tale evento si verifica entro 10° di longitudine da quel punto per cinque giorni consecutivi. Questi criteri garantiscono che gli episodi selezionati dall’indice abbiano un’estensione significativa sia in senso zonale che meridionale, persistano per almeno cinque giorni e siano sostanzialmente stazionari.

Un esempio del tipo di evento identificato da questo indice è illustrato nella Figura 1. Il pannello superiore mostra i valori di PV2 nel giorno in cui inizia un episodio, nel gennaio 1980. In questa occasione, si osserva un evidente ribaltamento ciclonico dei contorni sull’Atlantico occidentale. È anche presente una zona isolata di aria potenzialmente calda sopra il nord Europa, residuo di un evento di blocco europeo. Due giorni dopo, come mostrato nel pannello inferiore, è chiaro che una vasta massa di aria calda e subtropicale è stata spostata verso nord durante la rottura dell’onda. Questa massa d’aria si trova ora molto a nord, sopra la Groenlandia, dove agisce come anomalia anticiclonica. Di conseguenza, questa massa d’aria inizia a ruotare in senso anticiclonico e rimane collegata ai subtropici solo attraverso un sottile filamento di aria ad alta PV. L’aria potenzialmente fredda sul fianco meridionale della rottura dell’onda mostra una minore tendenza a isolarsi.

La Figura 1 illustra un evento di rottura delle onde di Rossby che porta a un blocco ad alta latitudine, con due momenti distinti dell’evento.

Nel pannello superiore, datato 21 gennaio 1980, vediamo le condizioni atmosferiche all’inizio dell’evento. Le linee rappresentano la temperatura potenziale su una superficie a 2 unità di vorticità potenziale (PVU), con contorni specifici a 300, 315 (in grassetto per evidenza) e 330 Kelvin. Le aree con tonalità più chiare indicano zone di aria più calda. In questo momento, c’è un netto pattern ciclonico sull’Atlantico occidentale, che segnala l’inizio della rottura dell’onda di Rossby.

Passando al pannello inferiore, datato 23 gennaio 1980, osserviamo il cambiamento delle condizioni due giorni dopo l’inizio dell’evento. Una grande massa di aria calda subtropicale è stata trasportata verso nord e si trova ora al di sopra della Groenlandia, dove assume caratteristiche di un’anomalia anticiclonica. L’aria più fredda, sul lato meridionale della rottura dell’onda, si mostra meno incline ad isolarsi, come si può dedurre dai contorni di temperatura potenziale più bassa. Un sottile tratto di aria calda persiste, collegando i tropici a questa massa d’aria calda spostata verso nord.

I contorni di temperatura potenziale in grassetto servono per sottolineare la distinzione tra le masse d’aria calda e fredda e per illustrare il contributo di queste strutture alla formazione del blocco ad alta latitudine.

3. Occorrenza della Rottura dell’Onda

Questo studio identifica le zone dove la rottura delle onde di Rossby è più frequente attraverso l’indice che calcola la frequenza degli episodi. Questa frequenza è rappresentata dalla proporzione di giorni nel periodo dicembre-febbraio (DJF) durante i quali un punto specifico è considerato come parte di un episodio di rottura dell’onda. Tale frequenza è illustrata nel pannello sinistro della Figura 2. È evidente la ben nota regione europea di frequente blocco, ma il quadro complessivo è dominato da intensi massimi ad alte latitudini, in particolare sopra la Siberia nel settore del Pacifico e sull’Isola di Baffin nel settore dell’Atlantico.

Per verificare se tali eventi hanno un’importanza dinamica, sono stati creati dei compositi di tutti i giorni in cui si verificava un episodio di rottura dell’onda in alcuni punti chiave. Questi punti si trovavano lungo i meridiani 50° Ovest e 150° Est, che corrispondono ai massimi di frequenza nell’Atlantico e nel Pacifico. Nella Figura 3 sono mostrati esempi di eventi a due diverse latitudini. La climatologia invernale, rappresentata da contorni più sottili, mostra grandi avvallamenti centrati anch’essi sull’Isola di Baffin e sulla Siberia. In entrambi i settori, gli eventi sono chiaramente caratterizzati da rottura ciclonica dell’onda, che distorce la depressione climatologica corrispondente. Gli eventi più a nord sono di minore entità, causando solo una deviazione leggera dalla climatologia. Ciò è principalmente dovuto alla debolezza del gradiente climatologico in queste aree, che ne facilita il ribaltamento. Questo potrebbe essere anche in parte dovuto all’indice utilizzato, perché a latitudini più elevate un riquadro di 15° di longitudine copre un’area minore, rendendo i criteri più facili da soddisfare.

La rottura delle onde si verifica meno frequentemente più a sud, ma questi eventi danno luogo ad anomalie molto più marcate. Tuttavia, anche qui, il tipico modello di blocco con configurazione a dipolo, che si osserva spesso nei blocchi, è evidente solo per eventi a latitudini più basse nel Pacifico. Questo suggerisce un continuum di comportamenti che va da eventi frequenti ma deboli a latitudini molto elevate a eventi forti ma occasionali più a sud. Solo gli eventi più estremi si adattano all’interpretazione tradizionale del blocco a medie latitudini, quindi preferiamo seguire la definizione di Berrisford et al. (2007) e riferirci a questi come episodi di blocco ad alta latitudine (HLBE).

Per esplorare il collegamento tra gli episodi di blocco ad alta latitudine (HLBE) e schemi di variabilità come la NAO, abbiamo inizialmente derivato alcuni indici di variabilità a bassa frequenza dal dataset ERA-40. Abbiamo usato il campo della pressione media al livello del mare (MSLP), comunemente associato con la NAO, seguendo il metodo della teleconnettività proposto da Wallace e Gutzler (1981). Le medie mensili di MSLP per i mesi dicembre-febbraio dal 1957 al 2001 sono state normalizzate e interpolate su una griglia regolare di 2,5° per 2,5° che va dal 20°N al Polo, eliminando così il ciclo stagionale.

La teleconnettività in un dato punto è definita dal valore assoluto della correlazione negativa più forte tra la serie temporale di MSLP di quel punto e quella di ogni altro punto. La mappa risultante, che corrisponde alla Figura 7a di Wallace e Gutzler, è illustrata nella Figura 4. Le anticorrelazioni più intense, associate alla NAO, raggiungono valori fino a -0,74. Nel Pacifico, si osservano due doppioli, orientale e occidentale, come identificato da Wallace e Gutzler, con il doppiolo orientale che mostra un’anticorrelazione leggermente più intensa. Tuttavia, questo modello si trova più lontano dalla depressione climatologica e sembra avere una relazione più debole con gli episodi rilevati dall’indice di rottura delle onde.

Gli indici per la NAO e il WPP sono stati ottenuti sottraendo l’anomalia normalizzata di MSLP del centro settentrionale da quella del centro meridionale. Abbiamo quindi stabilito una soglia di 0,5 deviazioni standard per identificare i mesi caratterizzati dalle fasi positive o negative di questi pattern. Questo ha portato a 43 mesi con NAO positiva e 45 con NAO negativa, e 47 mesi con WPP positiva e 41 con WPP negativa.

Nei pannelli centrale e destro della Figura 2 sono mostrate le anomalie della frequenza degli episodi di rottura delle onde associati alla NAO e al WPP, rappresentate dalla frequenza degli episodi nei mesi negativi meno la frequenza nei mesi positivi. Questi grafici evidenziano una relazione evidente tra i due pattern e l’occorrenza della rottura delle onde. Durante i mesi con NAO negativa si registra un marcato incremento della rottura delle onde nell’Atlantico, rispetto ai mesi con NAO positiva. Un legame simile è osservato con il WPP nel Pacifico. In entrambi i casi, i pattern delle anomalie si manifestano come doppioli meridionali, con frequenze diminuite più a nord durante i mesi negativi e frequenze aumentate durante i mesi positivi. Questo fenomeno si spiega facilmente se si considera che, durante un episodio di rottura delle onde con inversione del gradiente, è molto improbabile che lo stesso si verifichi nella regione circostante più a nord di circa 30°. Si osserva inoltre un segnale centrato sulla Spagna che è connesso alla NAO.

La Figura 2 presenta tre mappe che esaminano la frequenza degli episodi di rottura delle onde di Rossby durante i mesi invernali e come questi episodi corrispondono alle variazioni nei pattern climatici come la NAO e il WPP.

Nel pannello di sinistra, vediamo una mappa della “Frequenza Media degli Episodi” di rottura delle onde calcolata per tutti i mesi di dicembre, gennaio e febbraio studiati. Qui è rappresentato il numero di volte che, in media, un’area è stata coinvolta in una rottura dell’onda di Rossby, con le linee tratteggiate che indicano le aree che saranno analizzate più in dettaglio nelle sezioni seguenti dello studio.

I pannelli centrale e destro mostrano le differenze nella frequenza degli episodi tra i mesi caratterizzati da una fase negativa e quelli con una fase positiva della NAO (pannello centrale) e del WPP (pannello di destra). Le mappe di anomalie sono delineate da contorni a intervalli di 0,05, con linee tratteggiate che indicano i valori negativi e l’omissione del contorno zero per enfatizzare la differenza tra le fasi.

Questi pannelli centrali e destri evidenziano una relazione diretta tra i modelli climatici su larga scala e la frequenza degli episodi di rottura delle onde. Un aumento delle rotture delle onde nell’Atlantico durante i mesi con una NAO negativa, rispetto a quelli con una NAO positiva, potrebbe implicare che la fase negativa della NAO favorisca condizioni che portano a una maggiore rottura delle onde in quella regione. Similmente, una connessione analoga si riscontra con il WPP nel Pacifico. In entrambi i casi, i modelli di anomalie assumono la forma di doppioli meridionali, suggerendo che durante i mesi negativi la frequenza delle rotture delle onde diminuisce a nord e aumenta durante i mesi positivi. Questo modello di comportamento offre una comprensione visiva di come le variazioni nei grandi schemi climatici possano influenzare i fenomeni atmosferici specifici come gli episodi di rottura delle onde.

La Figura 3 presenta quattro grafici che mostrano le altezze geopotenziali a 500 hPa durante gli eventi di rottura delle onde di Rossby in punti selezionati nei settori dell’Atlantico e del Pacifico.

In alto a sinistra, il pannello mostra la situazione a 69°N, 310°W, includendo dati di 1635 giorni. Qui, l’altezza geopotenziale si inverte, suggerendo un cambiamento nella circolazione atmosferica che potrebbe indicare la formazione di un blocco. La densità di giorni coinvolti suggerisce che questa regione è spesso soggetta a rottura delle onde.

Il pannello in alto a destra si concentra su 61°N, 150°W nel Pacifico, con un numero ben più elevato di giorni, 2917, indicando una regione di particolare interesse per la frequenza di rottura delle onde.

Il pannello in basso a sinistra, a 53°N, 310°W, include dati di 614 giorni, mentre quello in basso a destra, a 45°N, 150°W, comprende dati di 320 giorni. Anche in questi casi, l’inversione dell’altezza geopotenziale indica zone di possibile instabilità atmosferica.

Le contornature più sottili rappresentano la climatologia, o i valori medi di riferimento, che servono come baseline per valutare la deviazione causata dagli eventi di rottura delle onde rispetto al normale schema atmosferico. Le linee di contorno più spesse e scure indicano gli eventi specifici di rottura delle onde, evidenziando come questi eventi distorcano il normale flusso atmosferico e creino configurazioni significativamente diverse dalla norma, come le altezze geopotenziali insolitamente alte o basse che suggeriscono la presenza di sistemi di alta o bassa pressione.

La Figura 4 mostra una rappresentazione della teleconnettività nell’emisfero settentrionale durante l’inverno, basata sui dati ERA-40 della pressione media al livello del mare (MSLP) normalizzati su base mensile. La teleconnettività è un modo per esplorare le relazioni tra variazioni di pressione in punti differenti, rivelando pattern di circolazione atmosferica che si estendono su vaste aree.

I punti contrassegnati dai cerchietti sono quelli scelti per definire gli indici della NAO e del WPP, due importanti pattern di variabilità climatica. Le linee di contorno sulla mappa, distanziate tra loro di 0,05, indicano livelli di teleconnettività crescenti; tuttavia, le contornature inferiori a 0,5 sono state escluse per mettere in risalto le connessioni più significative.

Quando osserviamo zone con contorni concentrici di teleconnettività più elevata, stiamo identificando regioni dove le fluttuazioni di pressione sono strettamente interconnesse con quelle in aree distanti. Ciò suggerisce che queste zone sono influenti nella modellazione dei pattern climatici a larga scala. Ad esempio, aree con valori di teleconnettività vicini a 0,7 indicano una forte correlazione tra variazioni di pressione in quel punto e in altri luoghi lontani, suggerendo che questi punti hanno un ruolo centrale nei meccanismi di teleconnessione climatica.

Capire dove e come si manifestano queste connessioni è cruciale per la comprensione dei grandi sistemi climatici come la NAO e il WPP, che hanno un profondo impatto sul tempo meteorologico in varie parti dell’emisfero settentrionale. La mappa fornisce quindi un’immagine visiva di come queste interazioni possano essere tracciate e analizzate per migliorare la nostra comprensione della dinamica climatica.

4. Bloccaggio ad Alta Latitudine sull’Atlantico

Per analizzare le caratteristiche degli eventi di bloccaggio ad alta latitudine (HLBE) in diversi campi di flusso, abbiamo aggregato tutti gli episodi che si verificano in una specifica regione dell’Atlantico Nord occidentale. Questa metodologia segue l’approccio settoriale comunemente usato negli studi sui blocchi atmosferici. La regione selezionata è delimitata tra i 50° e 60°N di latitudine e i 30° e 70°W di longitudine, evidenziata da una linea tratteggiata spessa nel pannello sinistro della Figura 2. Questa area include il centro dell’anomalia di frequenza massima degli episodi dell’Oscillazione Nord Atlantica mostrata nella Figura 2, ma è limitata a est dai 30°W per escludere gli eventi di bloccaggio europei dalle analisi. Gli episodi in questa regione mostrano anomalie significative, come evidenziato nella Figura 3, includendo l’evento rappresentato nella Figura 1. Un episodio di bloccaggio atlantico si verifica se almeno un punto di questa area è coinvolto in un HLBE. Questi sono denominati episodi di bloccaggio della Groenlandia (GBEs). I giorni di inizio sono definiti come il primo giorno di un GBE seguito da 5 giorni non consecutivi, mentre i giorni di decadimento sono l’ultimo giorno prima di un intervallo di 5 giorni non inclusi nell’episodio. Questi criteri comportano un totale di 1628 giorni GBE su 3991 giorni possibili di DJF, pari al 41%, con 110 giorni di inizio e 107 giorni di decadimento nel periodo considerato.

I modelli di flusso locali associati ai GBE sono illustrati tramite la composizione di vari campi atmosferici durante gli episodi e nei periodi di 2-4 giorni prima e dopo l’inizio e il termine degli stessi. Queste composizioni sono rappresentate come anomalie rispetto alla media stagionale invernale (DJF), sebbene risultati simili si otterrebbero utilizzando una climatologia che varia nel tempo. In particolare, le composizioni di PV₂, mostrate nella Figura 5, evidenziano un pattern ben definito durante gli episodi, con un’anomalia positiva centrata sopra lo Stretto di Davis. Durante gli episodi si osserva un chiaro modello caratterizzato da un’anomalia positiva centrata sopra lo Stretto di Davis. Questa è tipicamente associata a una vasta massa di aria anticiclonica di origine subtropicale che si sposta verso il polo durante l’evento di rottura dell’onda. A sud di questa, si notano due anomalie più allungate che indicano un incremento del gradiente meridionale, suggerendo la presenza di un forte jet situato a sud dell’anomalia anticiclonica. Nei periodi precedenti l’inizio e seguenti il decadimento, il modello appare invertito, ma le anomalie risultano più deboli e meno coerenti.

Il comportamento della traiettoria delle tempeste è illustrato nella Figura 6, dove sono rappresentate le composizioni dell’energia cinetica eddica transiente (TEKE) a 250 hPa. Questi dati provengono dai campi di vento ERA-40, filtrati per conservare solo le componenti che variano su scale temporali di 2-6 giorni, tipiche delle tempeste sinottiche, mediante un filtro di Lanczos di durata 60 giorni. Prima dell’inizio, si registra un’intensa attività tempestosa attraverso il sud del Nord America e all’inizio della traiettoria delle tempeste atlantiche. L’attività anomala si estende ben a sud, indicando che gli eddies transienti potrebbero avere un ruolo nell’avvezione dell’aria calda subtropicale verso il lato polare del jet. Durante i GBE, si nota un marcato indebolimento della traiettoria delle tempeste atlantiche, in particolare alla sua estremità a valle e lungo il suo fianco polare, evidenziando come questi eventi tendano a deviare i sistemi meteorologici transienti. Dopo il decadimento, si osserva un netto rafforzamento, specialmente sul lato equatoriale che si estende fino al Mediterraneo. Complessivamente, questi fenomeni risultano in uno spostamento verso sud della traiettoria delle tempeste, considerando l’intero episodio e la fase di decadimento.

La Figura 7 presenta le composizioni della pressione media al livello del mare (MSLP). Durante un GBE, il pattern è molto simile a quello associato all’NAO negativa, mentre prima dell’inizio e, soprattutto dopo il decadimento, assume caratteristiche più simili al pattern di anomalia dell’NAO positiva. L’anomalia di alta pressione centrata sulla Scandinavia prima dell’inizio lascia presupporre che, in alcuni casi, possa formarsi un blocco sull’Europa. La Figura 8 mostra le composizioni della temperatura a 2 metri.

Durante gli episodi, l’anomalia termica è simile a quella associata alla fase negativa dell’NAO, caratterizzata da condizioni più calde intorno alla Groenlandia e più fredde attorno alla Scandinavia, come evidenziato da van Loon e Rogers nel 1978. Questo modello di anomalia corrisponde all’anomalia positiva della pressione media al livello del mare (MSLP) illustrata nella Figura 7, che implica un’avvezione di aria calda sulla Groenlandia e fredda sulla Scandinavia. Nei periodi che seguono il decadimento e, in particolare, prima dell’inizio, si osserva un’inversione di questo schema di anomalie termiche.

Le analisi mostrano che le caratteristiche dei GBEs in diverse variabili atmosferiche sono molto simili al modello associato alla fase negativa dell’NAO, sebbene immediatamente prima dell’inizio di questi eventi, il modello sia spesso invertito. Questo indica che le anomalie negative dell’NAO non sembrano predisporre il flusso atmosferico in modo che la rottura dell’onda sia più probabile, bensì si manifestano in concomitanza con i GBEs.

Per confermare questa correlazione, abbiamo analizzato il contributo dei GBEs al pattern di anomalie dei mesi caratterizzati da NAO negativa. Le anomalie mensili della pressione media al livello del mare, della temperatura a 2 metri e della funzione di corrente a 250 hPa durante i 45 mesi di NAO negativa sono esposte nei pannelli a sinistra della Figura 9. I pannelli di destra, invece, presentano le stesse anomalie mensili, escludendo i giorni in cui si sono verificati GBEs. L’esclusione di questi giorni dimostra la quasi totale scomparsa del modello di NAO negativa, confermando l’associazione di questo modello con i GBEs, in linea con quanto riportato da Benedict et al. nel 2004. È rilevante notare che solo 460 giorni sui 45 mesi di NAO negativa non presentano un GBE in questa regione, corrispondenti a solamente un terzo del totale dei giorni.

L’analisi delle anomalie negative dell’NAO dal punto di vista sinottico del potenziale vorticoso (PV) rivela che, durante i GBEs, l’alta pressione di superficie sull’Islanda si associa a un’anomalia negativa di PV nella troposfera superiore. La probabile origine di questa anomalia è l’avvezione da latitudini più basse, come osservato nei descritti eventi di rottura dell’onda. Il riscaldamento nella troposfera media, dovuto ai cicloni nella traiettoria delle tempeste a sud, potrebbe aver amplificato le anomalie. Inoltre, una superficie fredda, risultante da raffreddamento o avvezione, potrebbe essere responsabile della circolazione anticiclonica a basso livello che si rifletterebbe nel pattern dell’NAO, sebbene questo non sia stato osservato durante i GBEs.

La Figura 5 offre un’analisi dettagliata delle anomalie del potenziale vorticoso su superfici isotermiche potenziali, denotate come θ _PV₂, in relazione agli episodi di bloccaggio ad alta latitudine nella regione definita tra i 50° e i 60°N di latitudine e i 30° e i 70°W di longitudine.

Il pannello in alto mostra la situazione di θ _PV₂ nei 4-2 giorni precedenti l’inizio di tali episodi, basato su un aggregato di 330 giorni. Qui, le anomalie di θ _PV₂ sono meno pronunciate, indicando uno stato più prossimo a quello della circolazione atmosferica ordinaria o l’avvicinamento delle condizioni atipiche.

Il pannello centrale cattura il cuore dell’evento, durante gli episodi di bloccaggio, analizzando un totale di 1628 giorni. Questo mostra una configurazione di anomalie molto marcate, con valori positivi notevolmente concentrati su una particolare area, presumibilmente rivelando il pieno sviluppo del bloccaggio ad alta latitudine.

Infine, il pannello in basso illustra il quadro di θ _PV₂ per i 2-4 giorni successivi al termine del bloccaggio, attraverso i dati di 321 giorni. Le anomalie sono qui meno nette e diffuse rispetto al periodo di picco, suggerendo un graduale ritorno verso uno stato più equilibrato o la fase finale dell’evento di bloccaggio.

Le anomalie sono delineate per valori di 1, 3 e 5 K, con linee tratteggiate a indicare le anomalie negative. Questa visualizzazione ci permette di seguire la dinamica e l’impatto degli episodi di bloccaggio, evidenziando come queste condizioni anormali si sviluppino, raggiungano l’apice e infine si dissolvano, influenzando in modo significativo la struttura e il comportamento dell’atmosfera nella regione in esame.

la Figura 6 presenta tre composizioni grafiche che illustrano le variazioni dell’energia cinetica degli eddies transienti, indicate con TEKE, a 250 hPa in differenti momenti relativi agli episodi di bloccaggio ad alta latitudine.

Nel pannello superiore, “TEKE: 4–2 days before onset (330 days)”, abbiamo un’immagine delle anomalie di TEKE durante il periodo che precede l’inizio di un bloccaggio. Basato su dati aggregati di 330 giorni, questo grafico mostra le aree dove l’attività dei movimenti turbolenti è anomala, con livelli distinti a 5, 15, 25 e 35 m²/s^–², permettendoci di vedere le fluttuazioni di energia al di sopra o al di sotto della norma stagionale.

Al centro, nel pannello “TEKE: during episode (1628 days)”, si nota l’impatto dell’episodio di bloccaggio sull’energia cinetica atmosferica, osservando le anomalie per un esteso periodo di 1628 giorni. Qui, potrebbe essere evidente un calo della TEKE, che potrebbe interpretarsi come una riduzione dell’intensità delle tempeste e dei sistemi meteorologici dinamici a causa del bloccaggio.

Il pannello inferiore, “TEKE: 2–4 days after decay (321 days)”, ci mostra la situazione subito dopo il termine dell’episodio di bloccaggio. Le anomalie di TEKE per 321 giorni dopo il decadimento suggeriscono un possibile riavvio o intensificazione dell’attività tempestosa, rispecchiata in un aumento di energia cinetica.

La linea di contorno più fine a 90 m²/s^-2 rappresenta il valore medio tipico, o la climatologia, di TEKE a questa quota, fungendo da riferimento per valutare l’entità delle anomalie osservate.

In sintesi, la Figura 6 ci permette di tracciare la traiettoria energetica e le variazioni nell’attività turbolenta atmosferica prima, durante e dopo un episodio di bloccaggio, offrendo spunti significativi sulle dinamiche e gli impatti di questi fenomeni sui movimenti di aria a piccola scala.

la Figura 7 illustra le variazioni nella pressione media al livello del mare (MSLP) in tre fasi distinte legate agli episodi di bloccaggio ad alta latitudine.

Nel pannello in alto, “MSLP: 4–2 days before onset (330 days)”, vediamo la configurazione della pressione al livello del mare per il periodo immediatamente precedente l’inizio del bloccaggio. Con i dati aggregati su un arco di 330 giorni, questo pannello mette in evidenza le regioni in cui la pressione differisce dal normale, con contorni che delineano anomalie a incrementi di 1, 3, 5 e 7 hPa, suggerendo le condizioni iniziali o di avvicinamento del fenomeno di bloccaggio.

Al centro, “MSLP: during episode (1628 days)”, siamo nel cuore dell’episodio di bloccaggio. I dati, raccolti per un periodo prolungato di 1628 giorni, rivelano un’accentuazione delle anomalie di pressione, probabilmente indicando la presenza di un sistema di alta pressione ben sviluppato che caratterizza il bloccaggio atmosferico.

Infine, il pannello in basso, “MSLP: 2–4 days after decay (321 days)”, ci mostra la situazione della pressione al livello del mare dopo il termine del bloccaggio. Utilizzando i dati di 321 giorni, le anomalie di pressione si presentano ridotte, a indicare un possibile ritorno verso una distribuzione di pressione più standard o la fase di dissolvimento del bloccaggio.

La Figura 7 offre quindi una rappresentazione visiva dell’impatto degli episodi di bloccaggio sulla pressione atmosferica, permettendoci di seguire come questi eventi alterino la pressione media al livello del mare prima, durante e dopo il loro verificarsi, influenzando così le condizioni meteorologiche della regione.

la Figura 8 ci offre uno sguardo approfondito sulle variazioni di temperatura a due metri da terra (2m T) in tre distinte fasi temporali legate agli episodi di bloccaggio ad alta latitudine.

Nel primo pannello, “2m T: 4–2 days before onset (330 days)”, osserviamo le anomalie termiche che si verificano nei giorni immediatamente antecedenti l’inizio di un evento di bloccaggio. Con dati raccolti per un periodo di 330 giorni, il pannello rivela dove le temperature si discostano dall’ordinario, con un incremento di un kelvin per ogni contorno. Qui, le anomalie termiche preannunciano le potenziali alterazioni atmosferiche dovute al prossimo bloccaggio.

Procedendo al pannello centrale, “2m T: during episode (1628 days)”, viene presentata la situazione termica durante gli episodi di bloccaggio. Su una scala temporale di 1628 giorni, le anomalie di temperatura diventano più evidenti e delineate, suggerendo cambiamenti significativi rispetto alle condizioni normali. Questo potrebbe tradursi in temperature insolitamente elevate o ridotte in specifiche aree, riflesso diretto dell’evento di bloccaggio in atto.

Infine, il pannello inferiore, “2m T: 2–4 days after decay (321 days)”, mostra le anomalie di temperatura nei giorni subito successivi alla fine dell’evento di bloccaggio. Questo pannello, basato su 321 giorni di dati, potrebbe indicare una stabilizzazione delle temperature e un ritorno verso condizioni più medie seguenti la dissoluzione del bloccaggio.

In generale, la Figura 8 illustra efficacemente come gli episodi di bloccaggio possano influenzare le temperature a livello del suolo, rivelando l’impatto significativo che questi fenomeni possono avere sulle condizioni climatiche regionali prima, durante e dopo il loro verificarsi.

La Figura 9 ci presenta una confronto diretto tra le condizioni atmosferiche tipiche durante i mesi con Oscillazione Nord Atlantica (NAO) negativa e come queste cambiano quando si escludono i giorni con bloccaggio ad alta latitudine.

Le mappe di sinistra illustrano le anomalie medie di diverse misurazioni atmosferiche durante i 45 mesi di NAO negativa nei periodi invernali (DJF):

• La prima mappa mostra la pressione media al livello del mare (MSLP) evidenziando le deviazioni rispetto alla norma.
• La seconda mappa raffigura la temperatura a due metri dal suolo (2m T), fornendo un quadro delle variazioni termiche in quei mesi.
• La terza mappa descrive la funzione di corrente a 250 hPa, che ci informa sui movimenti atmosferici a quella quota.

Le anomalie sono state calcolate sottraendo i dati medi invernali dalle condizioni osservate nei mesi di NAO negativa.

Spostandoci sulle mappe di destra, vediamo lo stesso tipo di anomalie, ma con una differenza sostanziale: vengono esclusi 460 giorni in cui si sono verificati eventi di bloccaggio ad alta latitudine:

• La MSLP ora mostra un quadro atmosferico modificato, meno influenzato dagli eventi di bloccaggio.
• La temperatura a 2 metri riflette come le condizioni termiche si alterano quando non si considerano i giorni di bloccaggio.
• Analogamente, la funzione di corrente a 250 hPa ci mostra come la circolazione atmosferica di quel livello si modifica escludendo i GBE.

Le contornature sono state mantenute coerenti con quelle utilizzate nelle Figure 7 e 8 per la MSLP e la temperatura, mentre per la funzione di corrente sono utilizzati incrementi di 1, 3, 5, 7 e 9 × 10⁶ s^-1.

Queste comparazioni svelano l’effetto pronunciato che i GBE hanno sulle anomalie meteorologiche associate alla fase negativa della NAO, sottolineando che, rimuovendo i giorni di bloccaggio, le condizioni medie si avvicinano notevolmente a quelle normali. Ciò suggerisce che gli episodi di bloccaggio ad alta latitudine giocano un ruolo centrale nel determinare le caratteristiche atmosferiche durante i periodi di NAO negativa.

5. Il Bloccaggio ad Alta Latitudine sul Pacifico

Analizzando i modelli di flusso locali legati agli episodi di bloccaggio ad alta latitudine sul Pacifico (HLBE), abbiamo utilizzato un metodo simile a quello impiegato per l’Atlantico. Abbiamo concentrato l’attenzione sulla regione tra i 40°–50°N e i 135°–175°E, una zona che si sovrappone alla frequenza anomala positiva degli episodi nei mesi di West Pacific Pattern (WPP). Questa analisi ha portato all’identificazione di 1676 giorni di HLBE nel Pacifico, pari al 42% dei giorni totali, con 105 giorni segnati come inizio e 96 come termine degli episodi. La Figura 3 conferma l’importanza dinamica di questi eventi. La caratterizzazione degli HLBE del Pacifico nelle analisi composite è molto simile a quella atlantica e perciò non viene riproposta qui. Invece, abbiamo valutato l’impatto degli HLBE sui modelli di anomalia del WPP seguendo il procedimento già descritto.

Le anomalie legate ai mesi di WPP negativo sono rappresentate nei pannelli a sinistra della Figura 10. Questi mostrano un pattern che ricorda molto quello della fase negativa dell’NAO: un’anomalia anticiclonica sull’estremo nord dell’oceano e un dipolo di temperatura superficiale est-ovest, come documentato da Rogers nel 1981. Rimuovendo i giorni che hanno presentato un HLBE, osserviamo che nelle anomalie risultanti, visualizzate nei pannelli a destra, il modello caratteristico del WPP scompare. Emergono invece un debole minimo della pressione nei pressi delle Aleutine e un getto d’aria in quota altrettanto debole, senza tracce del dipolo termico superficiale. Questa tendenza riflette quanto osservato nell’Atlantico, con le anomalie che precedono immediatamente l’inizio della rottura dell’onda più vicine al pattern di WPP positivo piuttosto che a quello negativo, anche se non mostrato. Si conclude quindi che le anomalie negative del WPP non sembrano predisporre le condizioni atmosferiche prima dell’arrivo di un HLBE, ma piuttosto si verificano in concomitanza con questi. È particolarmente interessante notare che, a differenza dell’Atlantico, vi è un numero leggermente maggiore di giorni senza HLBE, e questi sono associati a un modello ben definito.

La Figura 10 presenta un confronto affascinante tra le condizioni atmosferiche durante i mesi di West Pacific Pattern (WPP) negativo e come queste si modificano in assenza di episodi di bloccaggio ad alta latitudine nella regione tra i 40° e i 50°N, e i 135° e i 175°E.

Nei pannelli di sinistra vediamo le anomalie relative a tre importanti variabili atmosferiche durante i 41 mesi caratterizzati da un WPP negativo durante i mesi invernali (DJF):

• La prima fila di immagini illustra la pressione media al livello del mare (MSLP). Qui, un’anomalia antipatica ben definita si erge nel quadro invernale tipico dei mesi di WPP negativo.
• La seconda fila ci mostra la temperatura a 2 metri (2m T), rivelando come le temperature variano in superficie durante lo stesso periodo.
• La terza fila descrive la funzione di corrente a 250 hPa, offrendoci uno sguardo sulla dinamica dei flussi d’aria ad alta quota durante i WPP negativi.

Nei pannelli di destra, le stesse variabili sono esaminate escludendo i giorni in cui sono stati registrati eventi di bloccaggio ad alta latitudine, per un totale di 512 giorni:

• La pressione media al livello del mare senza i giorni di bloccaggio mostra un cambiamento significativo nel pattern atmosferico, con una debole depressione Aleutiana.
• La temperatura a 2 metri, anch’essa privata dei giorni di bloccaggio, non mostra più il contrasto termico tipico, sottolineando l’assenza di un chiaro dipolo di temperatura in superficie.
• La funzione di corrente a 250 hPa, dopo la rimozione dei giorni di bloccaggio, riflette un indebolimento del getto d’aria in quota, differendo notevolmente dalle condizioni osservate durante i mesi di WPP negativo.

Attraverso questa serie di mappe, la Figura 10 ci conferma che le anomalie negative del WPP sono intrinsecamente legate agli episodi di bloccaggio ad alta latitudine. Rimuovendo questi ultimi dal calcolo, i modelli climatici si alterano, suggerendo che gli HLBE influenzano profondamente le condizioni atmosferiche regionali. In sostanza, ciò dimostra che i bloccaggi giocano un ruolo cruciale nel determinare gli schemi climatici osservati durante i periodi WPP negativi.

6. La variabilità associata agli HLBEs

Esaminiamo fino a che punto la variabilità del NAO e del WPP è legata alla variabilità nell’occorrenza degli HLBEs. Iniziando dall’Atlantico, ci chiediamo specificamente quanto accuratamente possiamo prevedere l’indice NAO durante l’inverno, sapendo solo la frequenza dei GBEs. Per rispondere, calcoliamo due serie temporali: la prima è un indice NAO invernale ottenuto dalla differenza delle pressioni medie normalizzate DJF nei due centri identificati nell’analisi di teleconnettività; la seconda serie è la frequenza dei GBE, calcolata come il numero di giorni di GBE in ogni inverno. Quest’ultima serie è moltiplicata per -1, poiché prevediamo che un alto indice NAO corrisponda a una bassa frequenza di GBEs. Entrambe le serie sono normalizzate per media e deviazione standard e sono mostrate nel pannello superiore della Figura 11, insieme alle versioni filtrate a bassa passata per eliminare fluttuazioni con periodi inferiori a quattro anni, come descritto da Hurrell nel 1995. Tra le due serie si osserva una chiara corrispondenza, con una correlazione di 0.84 per le serie non filtrate e di 0.93 per quelle filtrate. La maggior parte della variabilità interannuale e quasi tutta quella decennale del NAO è collegata a variazioni nella frequenza dei GBEs.

Questa osservazione sostiene l’ipotesi centrale del nostro studio: la variabilità a bassa frequenza del NAO riflette le variazioni nella frequenza dei GBEs, con il NAO che indica periodi di frequente blocco in alta latitudine e periodi in cui questi sono meno frequenti. Da questo punto di vista, ci sono essenzialmente due stati di flusso diversi sull’Atlantico: uno stato base, o non bloccato, e uno stato bloccato. Questi due stati sono rappresentati nella Figura 12, dove viene illustrato il vento zonale medio tra 0° e 60°W durante i giorni di GBE e non-GBE. Lo stato base è caratterizzato da getti troposferici subtropicali e eddico-driven ben distinti a circa 20° e 50°N rispettivamente. Un forte getto stratosferico si connette al getto eddico-driven. Al contrario, lo stato bloccato presenta una zona di flusso zonale debole vicino ai 60°N, segno evidente dell’anomalia anticiclonica. Il getto eddico-driven è deviato a sud intorno a questa anomalia, fondendosi con il getto subtropicale. Il getto stratosferico è più debole e meno collegato al getto troposferico.

Emergono delle sfide evidenti in questa interpretazione. Gli episodi identificati da questo indice rappresentano veramente eventi dinamicamente distinti o sono solo la coda della distribuzione del vento? Contando il numero di giorni di GBE per anno, non stiamo forse solo stimando il vento zonale medio sull’Atlantico, che è di per sé un eccellente indicatore del NAO?

Gli episodi di blocco alle medie latitudini sono noti per presentare caratteristiche persistenti diverse, come evidenziato da Pelly e Hoskins nel 2003. Essi hanno osservato che la probabilità che un evento duri un giorno in più è maggiore se ha già superato i cinque giorni di durata. Applicando lo stesso metodo agli eventi di rottura d’onda su larga scala sull’Atlantico, emergono due distinte scale temporali di decadimento: 2,1 giorni per gli eventi che durano tre giorni o meno e 3,3 giorni per quelli che durano tra i 5 e i 14 giorni. Questi dati supportano l’idea che, mentre gli eventi più brevi riflettano semplicemente il passaggio di sistemi transitori, gli eventi più lunghi sono associati a deformazioni irreversibili dei contorni di potenziale vorticosità (PV), che portano a notevoli anomalie di PV isolate, spesso mantenute da ulteriori rotture d’onda. Le scale temporali impiegate per definire gli episodi garantiscono che vengano selezionati solo gli eventi più persistenti.

La definizione iniziale dell’indice di rottura d’onda richiede una inversione del gradiente meridionale di PV2, cioè un valore superiore a zero. Se la rottura d’onda non avesse caratteristiche peculiari, allora la soglia zero sarebbe considerata arbitraria e si potrebbero ottenere informazioni analoghe sulla distribuzione del vento zonale utilizzando qualsiasi valore di soglia ragionevole. Ad esempio, si potrebbero identificare tutti i punti in cui la differenza tra le caselle a nord e a sud supera i 5 K, applicando le stesse scale temporali e spaziali per definire gli episodi. Una nuova serie temporale della frequenza degli episodi potrebbe poi essere correlata con la serie temporale del NAO. I risultati di un tale esperimento sono illustrati nella Figura 13, con soglie che variano da -10 a 10 K. Sebbene tutte le soglie da -5 a 5 K producano alte correlazioni, la correlazione massima si ottiene con una soglia di zero, che indica precisamente un’inversione del gradiente meridionale associato alla rottura d’onda.

Questi risultati confermano l’idea che, benché l’atmosfera manifesti un’ampia varietà di comportamenti ciclonici e anticiclonici, gli episodi di rottura delle onde presentano dinamiche distintive. Questo supporta la separazione concettuale del flusso atmosferico in due “stati” generali che si verificano con frequenze simili, come illustrato nella Figura 12. Inoltre, sono proprio questi episodi di rottura delle onde, e non semplicemente la presenza di un flusso zonale forte o debole, a contribuire maggiormente alla variabilità associata al NAO.

Successivamente, valutiamo il contributo degli episodi di blocco ad alta latitudine (HLBE) alla variabilità legata all’indice del Pacifico occidentale (WPP). Il pannello inferiore della Figura 11 mette a confronto l’incidenza dei giorni HLBE nel settore del Pacifico con l’indice WPP, similmente a quanto fatto per l’Atlantico. L’intera serie mostra una correlazione di 0,50, ma le serie levigate risultano sostanzialmente non correlate, con un coefficiente di correlazione di soli 0,11. Ciò indica che, sebbene le variazioni nella frequenza degli HLBE influenzino l’indice WPP su base annuale, esistono altri processi che impattano questo indice su scala decennale.

Non sorprende, considerando che nel Pacifico esistono altri importanti schemi di variabilità su larga scala, come l’El Niño-Oscillazione Meridionale (ENSO) e il modello Pacifico-Nord America (PNA). Sebbene i centri WPP nella Figura 4 siano picchi locali di teleconnettività, essi si trovano appena a ovest dei due centri PNA più occidentali. Sembra, inoltre, che l’indice WPP qui utilizzato sia influenzato dal PNA. La Figura 10 evidenzia un chiaro schema nei giorni non HLBE nei mesi con indice WPP negativo, caratterizzato da un’anomalia coerente di alta pressione che si estende attraverso la maggior parte del Nord Pacifico, molto simile al segnale MSLP associato al PNA (per esempio, come mostrato da Wallace e Gutzler nel 1981, Fig. 18c). Anche l’evoluzione dell’indice WPP levigato, mostrata nella Figura 11, è molto simile a quella del PNA nel corso di questo periodo (vedi, per esempio, le serie temporali disponibili online sul sito del CPC NOAA). Questo suggerisce che l’indice WPP vari a causa sia degli HLBE sia del PNA, con quest’ultimo che domina le scale temporali più lunghe. Pertanto, mentre le variazioni nel blocco ad alta latitudine influenzano significativamente il clima del Pacifico su scala interannuale, il loro impatto è meno rilevante rispetto a quello nell’Atlantico.

la Figura 11 presenta due pannelli che espongono le relazioni tra specifici fenomeni climatici durante l’inverno in due regioni distinte.

Nel pannello in alto, abbiamo due serie temporali dal 1955 al 2005: l’indice NAO, raffigurato dalla linea solida, e il numero di giorni con episodi di blocco sulla Groenlandia (GBE), mostrato dalla linea tratteggiata. Entrambe le serie sono normalizzate, ovvero i dati sono stati trasformati per avere una media di zero e una deviazione standard di uno, per facilitarne il confronto. Le linee più spesse indicano che i dati sono stati inoltre levigati con un filtro passa-basso, che serve a ridurre il rumore di fondo e ad evidenziare tendenze e cicli più persistenti nel tempo.

Nel pannello in basso, la stessa tecnica viene applicata ma per due variabili diverse: gli episodi di blocco ad alta latitudine (HLBE) nel Pacifico e l’indice del Pacifico occidentale (WPP). Ancora una volta, la linea solida rappresenta l’indice WPP, mentre la linea tratteggiata mostra il numero di giorni HLBE. Anche in questo caso, i dati sono stati normalizzati e levigati per rivelare le correlazioni.

Questi grafici permettono di esaminare le possibili relazioni tra l’incidenza di blocchi atmosferici e la variabilità degli indici climatici NAO e WPP. Dal pannello superiore si osserva che le variazioni nell’indice NAO sono spesso accompagnate da variazioni simili nella frequenza dei GBE, suggerendo una forte correlazione tra i due. Tuttavia, nel pannello inferiore, mentre l’indice WPP mostra una qualche correlazione con gli HLBE su base annuale, tale correlazione si attenua quando si considerano serie temporali più levigate, suggerendo che altri fattori possono influenzare il clima del Pacifico su scale temporali più lunghe.

La Figura 12 illustra due grafici di contorno che visualizzano la velocità media del vento zonale, ossia parallelo all’equatore, misurata da 0° a 60°W di longitudine durante l’inverno. I dati sono mediati su due insiemi distinti di giorni: i giorni con episodi di blocco sulla Groenlandia (GBE) sono nel pannello superiore, mentre tutti gli altri giorni invernali sono nel pannello inferiore.

Nel pannello superiore, le linee di contorno rappresentano la velocità del vento media nei giorni GBE, con contorni tracciati ogni 5 metri al secondo. I contorni negativi, che indicano flussi di vento diretti verso ovest, sono rappresentati da linee tratteggiate, e la linea punteggiata indica il punto in cui la velocità del vento è zero. La pressione atmosferica, sull’asse verticale, è rappresentata su una scala logaritmica, il che permette di osservare i cambiamenti nelle velocità del vento a diverse altezze nell’atmosfera, dalla superficie terrestre fino alla stratosfera.

Nel pannello inferiore, abbiamo una rappresentazione simile per i giorni non GBE. Questo confronto mette in luce le differenze tra i profili del vento zonale durante i periodi di blocco atmosferico e i giorni tipici invernali. I giorni GBE tendono a presentare un vento zonale più debole o anomalie nel flusso, come suggerito dalle aree meno dense di linee di contorno o dall’inversione del flusso nelle regioni di linee tratteggiate. In contrasto, i giorni non GBE potrebbero esibire un profilo più tipico di vento zonale forte e uniforme.

In sostanza, la Figura 12 aiuta i meteorologi e i climatologi a capire come i cambiamenti nei pattern di blocco atmosferico influenzano il comportamento del vento a larga scala e a diverse altitudini durante l’inverno nell’emisfero settentrionale.

La Figura 13 mostra un grafico che traccia la correlazione tra la frequenza di rottura delle onde nell’Atlantico e l’indice NAO in base a un parametro di soglia scelto per definire la rottura delle onde. L’asse orizzontale rappresenta vari valori di soglia, che variano da -10 a +10, mentre l’asse verticale mostra il livello di correlazione tra i due fenomeni, con valori che vanno da 0,4 a 0,9.

Dal grafico emerge che la correlazione è più forte (vicina a 0,9) quando la soglia è impostata a zero. Questo picco di correlazione implica che la definizione della rottura delle onde basata su una soglia di zero è particolarmente pertinente per catturare gli eventi che hanno il maggior impatto sull’indice NAO. Man mano che la soglia si sposta verso valori negativi o positivi, la correlazione cala significativamente, suggerendo che altre definizioni di rottura delle onde (con soglie diverse da zero) sono meno accurati indicatori delle variazioni dell’indice NAO.

In sostanza, la Figura 13 fornisce un supporto quantitativo per la scelta di zero come soglia ottimale nell’indice di rottura delle onde per studiare e comprendere la sua relazione con le variazioni del NAO nell’Atlantico.

7. Precursori del blocco in alta latitudine

a. Eventi nell’Atlantico

Nel nostro studio, abbiamo analizzato 110 inizi di episodi di blocco su Groenlandia (GBE) per individuare la presenza di precursori dinamici consistenti che possano anticipare la rottura delle onde. Nel pannello superiore della Figura 14 viene presentata una composizione della funzione di flusso a 250 hPa, calcolata facendo la media 2-4 giorni prima dell’inizio di tutti i casi analizzati. Tipicamente, una funzione di flusso mediata nel tempo serve a evidenziare le anomalie legate alla dinamica atmosferica di larga scala e bassa frequenza, evitando il problema di un grande gradiente medio che si nota a basse latitudini nella potenzialità di vorticità a due livelli (PV2). Le anomalie sono state standardizzate in base alla media e deviazione standard tipiche del mese in cui si verificano, per un confronto più preciso. La figura rivelata mostra una grande anomalia anticiclonica sopra il nord Europa, in linea con l’osservazione che i GBE possono essere frequentemente anticipati da situazioni di blocco atmosferico sopra l’Europa. Si osserva anche una sequenza di anomalie che si estende dal Pacifico, attraversando il Nord America, fino all’Atlantico.

Per approfondire l’effetto del blocco europeo, è stato utilizzato un indice bidimensionale per selezionare gli episodi di blocco nell’Atlantico che sono stati preceduti da un blocco nella regione europea, definita tra 45° e 65°N di latitudine e 15°W e 30°E di longitudine, nei 2-4 giorni antecedenti l’evento atlantico. Questa definizione di regione e intervallo temporale è arbitraria e, fortunatamente, i risultati non variano molto al cambiare dei parametri scelti. Sulla base di questi criteri, 61 degli inizi di eventi atlantici erano preceduti da un blocco europeo. Le analisi separate dei casi di blocco europeo e dei rimanenti 49 episodi confermano che i casi di blocco europeo sono stati identificati correttamente. In queste circostanze, l’inizio di un GBE è collegato alla rottura delle onde che avviene a monte di un blocco europeo preesistente, il quale serve a spostare verso monte l’anomalia di blocco. Il blocco europeo può quindi incrementare la probabilità di rottura delle onde imponendo un flusso di aria divergente sull’Atlantico, che porta alla formazione di sistemi eddici allungati lungo la direzione nord-sud, condizioni favorevoli alla rottura delle onde.

PV2, o potenzialità di vorticità a due livelli, è una misura della rotazione e della deformazione nell’atmosfera che aiuta a comprendere e a prevedere il movimento dei sistemi atmosferici. Alte valori di PV2 indicano spesso regioni di bassa pressione e possibili tempeste, mentre valori bassi di PV2 sono associati a pressione alta e tempo più stabile. In contesti meteorologici e di modellazione climatica, PV2 è un indice chiave per analizzare la struttura e l’evoluzione delle grandi scale atmosferiche.

Abbiamo identificato eventi che anticipano l’inizio del blocco e sono caratterizzati da un modello d’onda attraverso il Nord America. A tal fine, abbiamo definito un indice giornaliero basato sulle anomalie della funzione di flusso normalizzata in tre punti distinti a 45°N di latitudine e a longitudini di 40°W, 75°W e 105°W. Se queste anomalie hanno il segno corretto e superano i 2 × 10⁶ m² s^-1, il giorno in questione viene classificato come rappresentativo di un modello d’onda nordamericano. Abbiamo poi identificato gli inizi degli episodi di blocco su Groenlandia (GBE) in cui tale modello è presente per almeno un giorno nei quattro giorni che precedono l’inizio dell’evento.

Di 110 eventi di inizio analizzati, 38 sono stati considerati come preceduti dal modello d’onda nordamericano secondo questi criteri. Questi eventi sono stati poi combinati nel pannello inferiore della Figura 14. Questa composizione mostra la predominanza di tre anomalie di latitudine media che attraversano il Nord America, oltre a un’anomalia tropicale vicino alle Hawaii. La struttura verticale di queste anomalie di treno d’onda è esemplificata nel pannello superiore della Figura 15, che presenta la combinazione delle anomalie del vento meridionale lungo i 45°N tre giorni prima dell’inizio dell’evento. Queste anomalie del vento sono di grande ampiezza, raggiungono il picco intorno ai 300 hPa e tendono ad avere una struttura equivalente barotropica, caratteristiche tipiche delle onde di Rossby stazionarie o quasi stazionarie.

Si nota che queste anomalie d’onda esistono fino a una settimana prima dell’inizio dell’evento e si spostano verso est con una velocità di fase di solo pochi gradi al giorno. Questo movimento è illustrato nel pannello inferiore della Figura 15, che mostra un grafico di Hovmöller del vento meridionale a 250 hPa nella fascia di latitudine da 40° a 50°N. Le onde transitorie attraversano questa regione con velocità di gruppo attorno ai 30° al giorno. In particolare, una di queste onde, emergendo circa sei giorni prima dell’inizio, sembra interagire e rafforzare le anomalie nei giorni immediatamente precedenti l’inizio dell’evento. L’inizio del GBE si verifica quando l’anomalia d’onda anticiclonica giunge all’inizio del percorso delle tempeste atlantiche, suggerendo che in questi casi la rottura dell’onda si verifica tramite l’interazione di anomalie a bassa frequenza e fenomeni transitori ad alta frequenza. Questo è in linea con gli studi che mostrano come flussi transitori di eddies ad alta e bassa frequenza contribuiscano allo sviluppo delle anomalie dell’indice NAO.

Infine, è importante sottolineare che un’intensa attività delle tempeste all’inizio del percorso delle tempeste atlantiche è un altro chiaro precursore della rottura delle onde. Le tempeste in formazione hanno un ruolo decisivo nella generazione delle anomalie di vento ciclonico che partecipano al processo di rottura dell’onda, come suggerito da ricerche passate.

La Figura 14 mostra due immagini composite che esaminano il comportamento dell’atmosfera prima degli episodi di blocco atmosferico nell’Atlantico, utilizzando la funzione di flusso a 250 hPa come riferimento.

Nel pannello superiore, vediamo una composizione della funzione di flusso per tutti i 110 giorni che hanno segnato l’inizio di tali eventi di blocco. I contorni indicano le anomalie atmosferiche medie che si sono presentate da due a quattro giorni prima dell’inizio di ogni evento. Le aree con contorni pieni suggeriscono anomalie positive, ovvero un’attività anticiclonica, mentre quelle con contorni tratteggiati suggeriscono anomalie negative, o cicloniche.

Il pannello inferiore mostra una composizione simile, ma si concentra esclusivamente sui 38 eventi che sono stati preceduti da un pattern ondulatorio attraverso il Nord America. Qui, le anomalie sono state ridimensionate proporzionalmente alla loro frequenza di occorrenza — 38 su 110 — per rappresentare la loro incidenza effettiva nelle anomalie complessive riscontrate. Questo dettaglio è cruciale per comprendere il peso specifico di questi eventi nel contesto più ampio dei blocchi sull’Atlantico.

In ambedue i pannelli, i contorni sono tracciati a intervalli di 1 × 10^6 s^(-1), ma viene omesso il contorno che rappresenta il valore zero, per mettere in risalto le deviazioni rispetto alla norma. Le immagini composite ci forniscono quindi una visione sintetica delle condizioni atmosferiche che tendono a precedere gli eventi di blocco nell’Atlantico e sottolineano il ruolo particolare che il modello ondulatorio nordamericano gioca nel modulare tali eventi.

la Figura 15 mostra due visualizzazioni delle anomalie del vento meridionale in relazione agli eventi atmosferici studiati.

Nel pannello superiore, c’è una rappresentazione grafica che mette in luce le anomalie del vento meridionale a 45°N, tre giorni prima che si verifichino gli episodi di blocco atmosferico, concentrando l’attenzione sui 38 eventi che hanno mostrato un modello ondulatorio tipico del Nord America. Il grafico mostra le anomalie del vento attraverso vari livelli dell’atmosfera, con i contorni che rappresentano intervalli di 3 metri al secondo. Anomalie positive e negative sono rappresentate rispettivamente da linee piene e tratteggiate, con l’assenza del contorno zero per enfatizzare le deviazioni significative. Questo profilo ci dà un’immagine di come le anomalie si estendano in verticale, raggiungendo il picco a circa 300 hPa e mostrando una struttura che è comune nelle onde di Rossby, che sono larghi meandri dell’atmosfera alta che spesso persistono per un tempo prolungato.

Nel pannello inferiore troviamo un grafico di Hovmöller che fornisce una diversa prospettiva, osservando l’evoluzione temporale delle stesse anomalie del vento meridionale. Qui, il tempo scorre verso il basso lungo l’asse y negativo, e i contorni sono tracciati a intervalli di 4 metri al secondo. Le linee orizzontali sottili segnano il giorno di inizio dell’evento di blocco e tre giorni prima, corrispondendo al momento in cui è stata presa la sezione verticale del pannello superiore. Questa visualizzazione illustra come le anomalie si muovano da ovest verso est nel tempo, con onde transitorie che si propagano attraverso la regione a velocità maggiori.

In sintesi, la Figura 15 ci permette di vedere la struttura verticale e l’evoluzione temporale delle anomalie del vento meridionale, fornendo indizi importanti su come si sviluppano e si muovono tali anomalie prima dell’inizio degli eventi di blocco atmosferico nell’Atlantico. Questa doppia prospettiva aiuta a comprendere meglio i processi dinamici che precedono e potenzialmente influenzano gli eventi di blocco ad alta latitudine.

b. Eventi nel Pacifico

Avendo rilevato che i blocchi atmosferici a valle sono un precursore frequente per la rottura delle onde nell’Atlantico, abbiamo esaminato gli eventi nel Pacifico per capire se esista una dinamica simile. Per fare ciò, abbiamo definito una zona del Pacifico orientale tra i 45° e 65°N di latitudine e 120° e 165°W di longitudine, considerandola in stato di blocco quando almeno un punto all’interno di essa fa parte di un episodio di blocco identificato tramite l’indice di rottura delle onde bidimensionale. Se questa condizione si verifica per tutti i due a quattro giorni prima dell’inizio di un episodio di blocco ad alta latitudine (HLBE) nel Pacifico, allora il blocco a valle è riconosciuto come un precursore.

Seguendo questi criteri, 99 dei 105 eventi di inizio nel Pacifico sono stati preceduti da un blocco del Pacifico orientale, indicando che questo è effettivamente un precursore significativo. Questo risulta essere l’unico precursore su larga scala costantemente osservato nelle rappresentazioni composite della funzione di flusso a 250 hPa, anche se queste non sono mostrate. Analogamente a quanto osservato nell’Atlantico, notiamo un’intensa attività tempestosa all’inizio del percorso delle tempeste nei giorni immediatamente precedenti l’inizio dell’evento, suggerendo che le tempeste in formazione hanno un ruolo fondamentale nella generazione dei venti ciclonici che concorrono alla rottura delle onde.

c. Correlazioni con Ritardo Temporale tra le Regioni

La Figura 2 rivela una variazione nella frequenza degli episodi di blocco ad alta latitudine (HLBE) nel Pacifico durante i mesi con indice NAO positivo e negativo, e una leggera variazione nell’Atlantico in concomitanza con il Pacific Westerly Pattern (WPP). Questo indica che potrebbe esserci un collegamento tra gli HLBE nelle due regioni. Per esplorare possibili legami, abbiamo calcolato le correlazioni con ritardo temporale tra le attività di blocco in differenti regioni. Le serie temporali impiegate sono indicatori giornalieri di rottura delle onde, che possono assumere solamente il valore di uno in presenza di un episodio di rottura delle onde in una determinata regione, o di zero in assenza di tale evento. Per ogni inverno, sono selezionati 90 giorni di dati per ciascuna serie.

Le correlazioni per i periodi di ritardo che vanno da -40 a 40 giorni sono illustrate nella Figura 16. Nel pannello superiore, vengono presentate le correlazioni tra i GBE e il blocco atmosferico nell’Europa settentrionale. Vi è una significativa correlazione positiva quando la regione europea precede di due giorni l’Atlantico, ciò supporta l’osservazione che un blocco in Europa agisca frequentemente da precursore agli eventi atlantici. Nel pannello inferiore, le correlazioni tra gli HLBE nei settori dell’Atlantico e del Pacifico mostrano che, nonostante esista una correlazione significativa a ritardo zero, le correlazioni più forti si osservano quando l’Atlantico precede il Pacifico di due a sei giorni. Questo rinforza l’ipotesi che ci sia una connessione tra gli HLBE nelle due regioni, anche se il meccanismo sottostante resta incerto.

L’Impatto della Stratosfera

Numerosi studi hanno proposto che le variazioni nella stratosfera possano influenzare l’NAO (North Atlantic Oscillation), come evidenziato da Scaife e altri nel 2005. Di conseguenza, è rilevante esplorare una possibile connessione tra la stratosfera e l’incidenza dei Grossi Eventi di Blocco (GBE). Iniziamo definendo una serie temporale giornaliera della forza del vortice stratosferico, calcolata attraverso la velocità media del vento zonale a 50 hPa e a 60°N. Questa serie viene normalizzata utilizzando la media e la deviazione standard del giorno corrispondente, eliminando così il ciclo stagionale. Le correlazioni con ritardo di questa serie con gli eventi di blocco ad alta latitudine sia nell’Atlantico che nel Pacifico sono rappresentate nei due pannelli inferiori della Figura 16. In entrambi i casi, si notano correlazioni negative significative quando il vortice precede i GBE, estendendosi fino a 20 giorni nel Pacifico e fino a 40 giorni nell’Atlantico. Inoltre, nell’Atlantico si osservano correlazioni negative significative con i GBE che precedono il vortice per un massimo di 10 giorni. Queste differenze nella scala temporale e il segno delle correlazioni sono in linea con le interazioni tra troposfera e stratosfera nell’NAO, come descritto da Ambaum e Hoskins nel 2002. Questi dati suggeriscono una possibile capacità di prevedere gli eventi di blocco ad alte latitudini attraverso la conoscenza delle condizioni stratosferiche, anche se le correlazioni e la varianza spiegata risultano essere limitate.

Per approfondire l’influenza stratosferica sull’NAO, si analizza il vento zonale medio sull’Atlantico nel periodo precedente l’inizio dei GBE. Queste analisi, presentate nella Figura 17 come anomalie rispetto alla norma dei giorni senza GBE (stato di base mostrato nella Figura 12), permettono di valutare se i giorni antecedenti un GBE presentano anomalie che possano facilitarne la manifestazione. Se si utilizzasse l’intera climatologia per il confronto, i modelli di anomalia sarebbero predominati dalle differenze tra i due stati illustrati nella Figura 12. Si osserva uno spostamento verso l’equatore del getto stratosferico circa una settimana prima del GBE, seguito da un simile spostamento del getto troposferico guidato dalle eddy pochi giorni dopo. Questo suggerisce che la rottura delle onde è più probabile quando il getto guidato dalle eddy è spostato verso l’equatore, possibilmente perché l’area di taglio ciclonico vicino al getto si allinea più strettamente con la zona baroclina a bassi livelli. Questa osservazione è coerente con lo studio di Tyrlis e Hoskins (2008b), che indica come la direzione della rottura delle onde sia fortemente influenzata dallo shear di fondo. Questo spostamento del getto troposferico può quindi verificarsi in risposta a un analogo spostamento nel getto stratosferico.

la Figura 16 è una rappresentazione grafica che esplora la relazione temporale tra la forza del vortice polare e gli eventi atmosferici conosciuti come rottura delle onde, sopra due regioni: l’Atlantico e il Pacifico.

La figura è suddivisa in quattro pannelli, ciascuno mostrando una serie di punti che indicano quanto strettamente due variabili sono correlate nel tempo. Un punto alto (positivo) indica una forte relazione diretta, mentre un punto basso (negativo) indica una forte relazione inversa.

Nel dettaglio:

• Nei primi due pannelli, la relazione è tra gli eventi di rottura delle onde sull’Atlantico che influenzano o sono influenzati da quelli sul Pacifico. Un cerchio aperto indica una correlazione statisticamente significativa al 95%, mentre un cerchio pieno indica una correlazione ancora più robusta, con un livello di significatività del 99%.
• Nei due pannelli seguenti, l’attenzione è sul rapporto temporale tra la forza del vortice polare e gli eventi di rottura delle onde sull’Atlantico e sul Pacifico. Ad esempio, quando vediamo cerchi pieni nel pannello “VORTEX LEADS ATLANTIC”, ciò suggerisce che un cambiamento nella forza del vortice polare può essere un segnale precoce di un imminente evento di rottura delle onde sull’Atlantico, fino a 40 giorni prima che accada.

Questa figura fornisce indizi importanti per i meteorologi: indica che esiste una relazione tra i cambiamenti nella stratosfera e i fenomeni atmosferici sulla troposfera, che possono aiutare a prevedere eventi climatici come le ondate di freddo o i cambiamenti nei modelli di precipitazioni. Con questi dati, è possibile un certo grado di prevedibilità sugli eventi di blocco ad alta latitudine, che sono noti per influenzare significativamente il clima a latitudini medie.

la Figura 17 visualizza le anomalie del vento zonale — ossia, la componente del vento che soffia da ovest verso est — sull’oceano Atlantico durante i periodi immediatamente precedenti gli eventi di Grossi Blocchi Estesi (GBE). Le anomalie sono differenze dalla media calcolata su tutti i giorni senza GBE, fornendo quindi un confronto tra le condizioni “normali” e quelle che precedono un GBE.

La figura si divide in due pannelli, ognuno raffigurante un periodo di tempo differente prima dell’inizio di un GBE:

1. Pannello Superiore (5-7 giorni prima del GBE): In questo grafico, vediamo come era la situazione atmosferica da 5 a 7 giorni prima che un GBE iniziasse. L’ombreggiatura denota la forza media del vento zonale, segmentata in intervalli di 10 metri al secondo. Anomalie positive e negative sono rispettivamente rappresentate da linee continue e tratteggiate, delineando aree dove il vento era insolitamente forte o debole.
2. Pannello Inferiore (2-4 giorni prima del GBE): Questo pannello mostra un quadro più ravvicinato, da 2 a 4 giorni prima di un GBE, e segue la stessa logica del primo.

L’asse verticale, che misura la pressione in unità logaritmiche, effettivamente ci indica l’altitudine nell’atmosfera, con valori minori corrispondenti a quote più elevate. L’asse orizzontale, invece, mostra la latitudine che si estende verso il polo nord.

Questi compositi di vento sono cruciali perché ci suggeriscono che variazioni specifiche nella circolazione atmosferica potrebbero essere segnali premonitori di un GBE. Ad esempio, anomalie negative consistenti (aree con linee tratteggiate) potrebbero preannunciare una diminuzione della forza del vento zonale che è associata all’inizio di un GBE. Queste osservazioni forniscono agli scienziati preziosi indizi sui cambiamenti dinamici che avvengono nell’atmosfera e che potrebbero influenzare o essere la causa di questi significativi eventi meteorologici, migliorando così le capacità di previsione.

La Tabella 1 organizza i dati sugli eventi di inizio, ovvero l’emergere di specifiche condizioni meteorologiche, registrati durante due distinti periodi di 22 inverni ciascuno nel database ERA-40. ERA-40 è una raccolta storica di dati meteorologici che aiuta a comprendere i cambiamenti climatici e i pattern atmosferici.

In questa tabella, vediamo il numero totale di eventi che segnalano l’inizio di condizioni meteorologiche significative e, per ognuno, vengono identificati tre particolari precursori su larga scala:

1. Blocco Europeo: Questo fenomeno si verifica quando le correnti atmosferiche creano un’area di alta pressione su gran parte dell’Europa, bloccando di conseguenza il movimento verso est delle depressioni atlantiche.
2. Treno d’Onde: Questa espressione descrive una sequenza di perturbazioni atmosferiche, caratterizzate da alternanza di alta e bassa pressione, che attraversano le longitudini e che possono portare a condizioni climatiche estreme.
3. Spostamento del Getto Stratosferico: Questo riguarda variazioni nella posizione del getto di vento ad alta velocità nella stratosfera, che può influenzare i sistemi meteorologici sottostanti.

Dalla tabella apprendiamo che nel primo periodo (1957/58-1978/79), ci sono stati 59 eventi di inizio, e in più di metà di questi casi (35) è stato osservato un blocco europeo, mentre gli altri erano associati a treni d’onde (19) o a uno spostamento del getto stratosferico (2). Nel secondo periodo (1979/80-2000/01), il numero totale di eventi è leggermente diminuito (50), con una riduzione di eventi collegati al blocco europeo (25) ma un notevole incremento di quelli associati allo spostamento del getto stratosferico (14), indicando forse un cambiamento nei pattern atmosferici o nella capacità di identificare certi precursori.

Questa tabella è preziosa per i meteorologi e i climatologi, poiché mostra non solo la frequenza di tali eventi di inizio nel corso del tempo, ma anche come i precursori dominanti possano variare da un periodo all’altro, fornendo indizi sui cambiamenti a lungo termine nella dinamica atmosferica.

Il periodo preso in esame dallo studio ERA-40 corrisponde a un significativo incremento dell’indice NAO, che è passato da valori decisamente negativi negli anni ’60 a valori positivi elevati negli anni ’90. Si è però registrato un calo di tale indice fino a valori quasi nulli in seguito. È stato osservato che questo andamento dell’indice NAO è correlato a una minore frequenza di Grossi Eventi di Blocco (GBE), portando quindi gli scienziati a indagare se tale diminuzione potesse essere legata a una ridotta presenza di un particolare fenomeno che fa da precursore.

Lo studio ha diviso l’intervallo temporale coperto da ERA-40 in due segmenti di 22 inverni ciascuno: il primo che va dal 1957-58 al 1978-79 e il secondo dal 1979-80 al 2000-01. Si è scelto di escludere un evento avvenuto a dicembre 2001, risultando così in un totale di 109 eventi di inizio analizzati. Si è continuato a identificare i precursori come il blocco europeo e il treno d’onde come in precedenza, e si è individuato un evento preceduto da uno spostamento nel vortice stratosferico tramite un metodo specifico che prendeva in considerazione la forza media del vento zonale.

I dati, presentati nella Tabella 1, mostrano che c’è stato un minor numero di eventi di inizio nella seconda metà del periodo ERA-40 rispetto alla prima, il che è in linea con la tendenza generale dell’indice NAO. In particolare, si nota una marcata differenza nel numero di eventi che implicano uno spostamento del getto stratosferico tra i due periodi. Tuttavia, tale variazione è inversa rispetto a quella che ci si aspetterebbe osservando un trend positivo dell’NAO, e probabilmente riflette la qualità inferiore dei dati analizzati per la variabilità stratosferica nella prima metà dell’ERA-40, periodo in cui erano disponibili pochi dati satellitari.

Interessante è il fatto che non si sono verificati cambiamenti significativi nel numero di eventi associati ai treni d’onde tra i due periodi, ma si evidenzia un cambiamento sostanziale nel numero di eventi di blocco europeo. Quest’ultimo dato presenta le caratteristiche adatte per spiegare la variazione nel numero totale di eventi di inizio, suggerendo così che il trend dell’NAO potrebbe essere collegato a una riduzione nel precursore del blocco europeo. Questo è coerente con la percezione che gli inverni estremamente freddi in Europa negli anni ’60 fossero connessi a un’alta frequenza di blocchi europei.

8. Discussione L’Indice dell’Atlantico Nord (NAO) è fondamentalmente una misura della variabilità del flusso zonale nell’oceano Atlantico. In questo articolo, abbiamo presentato solide prove a favore dell’ipotesi secondo cui, su scale temporali interannuali e superiori, questa variabilità è determinata dalle variazioni nella frequenza del blocco ad alte latitudini. L’NAO negativo caratterizza i periodi in cui il blocco ad alte latitudini è frequente, risultando così in un flusso zonale mediamente debole. Al contrario, l’NAO positivo si verifica quando il blocco è raro, rendendo di conseguenza il flusso zonale forte. Una relazione simile, sebbene più debole, si osserva anche tra il Western Pacific Pattern (WPP) e il blocco ad alte latitudini sopra il Pacifico.

Da questa prospettiva, l’NAO presenta solo due stati distinti: uno stato di base e uno stato di blocco. Questa visione contraddice quella sinottica dell’NAO proposta da Benedict et al. (2004), i quali identificano la fase positiva dell’NAO come uno stato distinto, originato da due eventi di rottura ondulatoria anticiclonica, uno sulla costa occidentale del Nord America e l’altro sull’Atlantico Nord subtropicale. Il nostro indice bidimensionale non indica che tali eventi di rottura ondulatoria a basse latitudini influenzino l’NAO, anche se evidenzia un incremento del blocco centrato sulla Spagna durante i mesi di NAO positivo (Fig. 2). Anche se non mostrati, i compositi di questi eventi ricalcano le anomalie positive dell’NAO, ma con un centro di alta pressione posizionato a nord, in linea con l’estremità meridionale del Regno Unito, come ci si aspetterebbe da un’inversione del gradiente sopra la Spagna. Se applichiamo lo stesso metodo della Fig. 9 e eliminiamo l’influenza del blocco sulla Spagna dai mesi di NAO positivo, emerge ancora un chiaro modello di anomalia positiva dell’NAO. Di conseguenza, proponiamo che il segnale sulla Spagna in Fig. 2 rifletta prevalentemente le variazioni nel blocco dell’Europa centrale dovute alla variabilità dell’NAO.

L’assenza di rottura ondulatoria anticiclonica nei nostri risultati potrebbe essere attribuita alle scale di tempo e spazio che abbiamo definito, le quali non permettono l’identificazione di eventi più transitori. Come descritto da Vallis e Gerber (2007, manoscritto inviato a Dyn. Atmos. Oceans), la rottura ondulatoria anticiclonica sul lato verso l’equatore del getto potrebbe essere interpretata come un meccanismo che sposta il getto verso nord rispetto alla sua posizione climatologica standard. Tuttavia, se questi eventi sono effettivamente transitori, potrebbero rappresentare le firme di cicloni convenzionali di tipo LC1 (Thorncroft et al. 1993), i quali promuovono un forte getto subpolare, interpretabile come parte dello stato di base che proponiamo. È anche rilevante notare che in questo stato base, o in uno NAO positivo, l’ingresso del getto subtropicale sull’Atlantico si colloca a sud-ovest rispetto all’uscita del getto subpolare, situato vicino all’Europa settentrionale. Un contorno di temperatura potenziale che segue gli assi di entrambi i getti si capovolgerà, in maniera simile alla rottura ondulatoria.

La correlazione tra la rottura ondulatoria anticiclonica subtropicale e l’NAO merita senza dubbio ulteriori indagini nei futuri studi. Qui ci limitiamo a osservare che non è necessario considerare questi eventi per spiegare la variabilità a bassa frequenza associata all’NAO. Naturalmente, tali eventi potrebbero avere un impatto, ad esempio agendo come un feedback positivo per incrementare le velocità dei venti zonali durante i periodi caratterizzati da un NAO positivo, come suggerito da Abatzoglou e Magnusdottir (2006).

Questo ci porta alla questione dei feedback in generale. In che misura un conteggio dei giorni di blocco ad alta latitudine, come mostrato in Fig. 11, corrisponde realmente a un conteggio di eventi sinottici, o rappresenta piuttosto un indice della predominanza di un determinato “regime”? Un’ispezione manuale mostra che gli episodi di blocco ad alta latitudine vengono avviati e mantenuti allo stesso modo dei blocchi convenzionali di media latitudine (per esempio, Hoskins e Sardeshmukh 1987). L’inizio è scatenato da un evento di rottura ondulatoria a livello alto e la situazione è mantenuta attraverso ulteriori eventi di rottura ondulatoria associati a tempeste sinottiche che passano a sud. Anche se la situazione può sembrare statica, per esempio in termini di pressione superficiale, questi eventi di rottura ondulatoria successivi spesso portano a una sostituzione completa della massa d’aria anticiclonica originaria.

Questo sostiene la nostra concezione dell’NAO come indicatore delle variazioni a bassa frequenza nell’occorrenza di eventi sinottici, ma sottolinea anche l’importanza potenziale dei feedback nei quali le condizioni di blocco ad alta latitudine aumentano la probabilità di eventi successivi di rottura ondulatoria, che a loro volta contribuiscono a mantenere il blocco. Il feedback degli eddy potrebbe anche svolgere un ruolo nel mantenere sia gli stati di base sia quelli bloccati, attraverso l’azione degli eddy sinottici che rinforzano la posizione attuale del getto.

Il focus di questo articolo è stato esplorare la variabilità a bassa frequenza dell’NAO, per cui abbiamo utilizzato dati mediati su base mensile e stagionale per identificarlo. Considerando la natura sinottica di questa interpretazione, è naturale domandarsi quanta della variabilità su scale temporali più brevi possa essere anch’essa spiegata dai GBE. Per indagare questo aspetto, utilizziamo l’indice giornaliero dell’NAO calcolato dal NOAA Climate Prediction Center mediante una regressione ai minimi quadrati sui pattern di teleconnessione mensili. La Figura 18 mostra le correlazioni ritardate tra l’indice giornaliero dell’NAO invernale e l’attività dei GBE, evidenziando una correlazione simultanea tra le due serie temporali di -0.47, un valore significativo per dati giornalieri non filtrati, soprattutto considerando che la serie dei GBE è binomiale e definisce un episodio con una soglia di cinque giorni. I GBE apportano chiaramente un contributo significativo alla variabilità osservata nell’indice giornaliero dell’NAO, come evidenziato dai compositi presentati nella sezione 4. Tuttavia, è possibile che su scale temporali brevi l’indice dell’NAO possa essere influenzato anche da altri fattori, come la forza o la posizione precisa del getto quando prevale il flusso zonale. Queste potrebbero essere variazioni sinottiche fondamentalmente casuali che si compensano nel corso di alcuni anni o più.

Un elemento interessante della Figura 18 è il “shoulder” di alte correlazioni, con l’NAO che precede di 10-20 giorni. Questo potrebbe riflettere l’influenza stratosferica, come descritto da Ambaum e Hoskins (2002), ma non è stato ulteriormente esplorato. La figura mostra anche la correlazione con l’attività di blocco nella regione sopra la Spagna, come precedentemente discusso, risultando in correlazioni molto più deboli con l’NAO, in linea con l’ipotesi che questa sia una relazione molto meno significativa rispetto a quella tra i GBE e l’NAO.

Questo studio è complementare a quello di Tyrlis e Hoskins (2008b), che hanno applicato l’indice di blocco unidimensionale di Pelly e Hoskins (2003) al dataset ERA-40. Tale indice ricerca eventi di rottura ondulatoria solo lungo l’asse della traiettoria delle tempeste, quindi gli eventi identificati bloccano effettivamente i venti occidentali e la traiettoria delle tempeste, e possono essere considerati eventi di blocco nel senso tradizionale. Tuttavia, molti degli episodi di blocco ad alta latitudine studiati qui non sono riconosciuti come tali dall’indice unidimensionale. Gli eventi di blocco classici da soli non spiegano completamente la variabilità dell’NAO: utilizzando l’indice bidimensionale ma limitando la regione atlantica a 49°N, 30°–70°W (la “latitudine centrale di blocco” usata dall’indice unidimensionale sull’Atlantico occidentale), la correlazione tra l’occorrenza dei GBE e l’NAO scende da 0.84 a 0.55.

L’NAO è strettamente collegato a un modello noto come “Modalità Annuale Settentrionale” (NAM), che si manifesta come la principale EOF della pressione media a livello del mare dell’emisfero nord (Thompson e Wallace 2000). In questo lavoro ci siamo concentrati esclusivamente sull’NAO, ma è evidente che gli stessi meccanismi sono pertinenti anche per spiegare entrambi i modelli. Varie ricerche hanno attribuito le variazioni del NAM, e del suo corrispondente nell’emisfero sud, ai flussi transitori di eddy di momento o di vorticità potenziale (PV), confermando l’ipotesi presentata qui, poiché la rottura ondulatoria comporta l’avvezione su larga scala di aria subtropicale verso le alte latitudini e di aria polare verso l’equatore.

Abbiamo presentato una nuova interpretazione dell’NAO invernale come descrizione delle variazioni nell’occorrenza di episodi di blocco ad alta latitudine causati da eventi di rottura delle onde di Rossby. Abbiamo identificato diversi precursori dinamici alla rottura ondulatoria, inclusi il blocco a valle e un’intensificazione della traiettoria delle tempeste, e un treno di onde di Rossby quasi stazionario che si estende attraverso il Nord America dal Pacifico. Questo suggerisce un possibile meccanismo attraverso cui la variabilità del Pacifico tropicale potrebbe influenzare l’NAO, come proposto da vari studi. Vi è inoltre evidenza che la variabilità del vortice polare stratosferico possa influenzare l’occorrenza di rottura ondulatoria troposferica.

Questa nuova interpretazione offre una comprensione intuitivamente semplice della risposta dell’NAO alle forzature esterne, che possono avere un effetto diretto, modificando lo stato di base, e una risposta indiretta dell’NAO, se questo nuovo stato favorisce più o meno l’occorrenza di rottura ondulatoria o se ne altera la posizione preferita. Ringraziamo ECMWF e BADC per aver fornito i dati, i revisori per i loro commenti costruttivi, e Evangelos Tyrlis e Maarten Ambaum per le discussioni utili. TJW è stato supportato da un grant RAPID del NERC.

La Figura 18 mostra le correlazioni ritardate tra l’indice giornaliero dell’NAO e due fenomeni distinti: il blocco meteorologico in Spagna e gli eventi di rottura delle onde giganti (GBEs) vicino alla Groenlandia. Il grafico è suddiviso in quattro sezioni, basate su quale evento precede l’altro nell’analisi delle correlazioni:

1. NAO guida la Spagna: Nella parte sinistra del grafico, troviamo le correlazioni tra anticipazioni dell’indice NAO e l’aumento della frequenza dei blocchi meteorologici in Spagna. Valori positivi indicano che un incremento anticipato dell’indice NAO tende a precedere un incremento nei blocchi meteorologici sopra la Spagna.
2. La Spagna guida l’NAO: Questo segmento, a destra del centro ma nella metà sinistra del grafico, esamina se i blocchi in Spagna possano precedere cambiamenti nell’indice NAO. I valori positivi suggeriscono che un aumento dei blocchi in Spagna potrebbe anticipare un aumento dell’indice NAO.
3. NAO guida la Groenlandia: Nella metà destra del grafico, vicino al centro, si analizza come le anticipazioni dell’indice NAO influenzino la frequenza degli eventi di GBE vicino alla Groenlandia. Le correlazioni negative mostrate indicano che un aumento dell’indice NAO è generalmente seguito da una diminuzione della frequenza dei GBE, o viceversa.
4. La Groenlandia guida l’NAO: Quest’ultima sezione esplora se gli eventi di GBE vicino alla Groenlandia possano anticipare variazioni nell’indice NAO. I valori negativi qui indicano che un aumento nei GBE potrebbe precedere una diminuzione nell’indice NAO.

Il grafico utilizza l’asse orizzontale per rappresentare il ritardo temporale in giorni, che va da -40 a 40 giorni, con il punto zero che indica il giorno di occorrenza dell’evento NAO o del blocco. Sull’asse verticale sono mostrati i valori di correlazione, che indicano l’intensità e la direzione della correlazione. Valori più alti indicano una correlazione più forte e il segno (positivo o negativo) mostra la direzione della relazione tra gli eventi.

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