Atmospheric Processes Governing the Northern Hemisphere Annular Mode/ North Atlantic Oscillation

Processi Atmosferici Che Governano la Modalità Annuale dell’Emisfero Settentrionale / Oscillazione Nord Atlantica

L’Oscillazione Nord Atlantica, qui definita come la modalità annuale dell’Emisfero Settentrionale (NAM), è interamente frutto dei processi atmosferici. In questo capitolo, analizziamo la struttura della NAM all’interno della circolazione atmosferica generale, consideriamo le diverse interpretazioni riguardo alla sua identità fisica, indaghiamo i processi troposferici che si pensa diano origine a una variabilità analoga alla NAM e esploriamo il ruolo della stratosfera nel determinare le variazioni della NAM. La NAM si caratterizza per una struttura profonda e quasi barotropica, con alterazioni del vento zonale di segno contrario intorno ai 55° e 35° di latitudine. Presenta una componente zonalmente simmetrica evidente, ma la maggior variabilità si osserva nel settore dell’Atlantico Nord. Durante l’inverno nell’Emisfero Settentrionale (NH), la NAM mostra un forte legame con la circolazione della stratosfera NH. La NAM influisce anche sulle regioni tropicali, alterando i campi di temperatura e vento sia nella troposfera che nella stratosfera tropicale. La struttura della NAM è sorprendentemente simile a quella della modalità principale di variabilità nella circolazione dell’Emisfero Meridionale. Si discutono i processi che generano la variabilità annulare. Nella troposfera, la NAM varia su scale temporali di circa 10 giorni ed è associata a flussi anomali di quantità di moto zonale delle onde barocliniche intorno ai 45° N. Si sostiene che la componente troposferica della NAM mostra la maggior variabilità nel settore Atlantico, dove il flusso subtropicale, guidato termicamente e relativamente debole, e le condizioni di contorno più calde alle latitudini subpolari, consentono ampie deviazioni meridionali delle onde barocliniche. Nella stratosfera, le fluttuazioni della NAM si sviluppano su scale temporali di diverse settimane. Si presenta evidenza che anomalie persistenti nella NAM stratosferica spesso precedono anomalie simili nella NAM troposferica. Si argomenta che la variabilità nel vortice polare stratosferico inferiore fornisca un livello significativo di capacità predittiva per il clima invernale dell’NH su scale intra-stagionali e stagionali. Vengono delineate le possibili dinamiche di questi collegamenti. La ridefinizione dell’Oscillazione Nord Atlantica come manifestazione di una modalità annulare ha innescato un dibattito sulla vera identità fisica di tale modalità. Questo dibattito testimonia la mancanza di una teoria univoca per l’esistenza delle modalità annulari. Viene discussa la nostra attuale comprensione dei processi fondamentali a cui la NAM deve la sua esistenza.

1. INTRODUZIONE

L’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) deve la sua esistenza non alle interazioni accoppiate oceano-atmosfera, ma alla dinamica intrinseca della troposfera extratropicale. Simulazioni numeriche del sistema climatico hanno ripetutamente dimostrato che i processi atmosferici da soli sono sufficienti per generare un pattern di variabilità analogo a quello della NAO [Hurrell et al., questo volume]. I risultati sia degli studi teorici che di modellazione indicano che le anomalie della temperatura superficiale del mare a medie latitudini influenzano debolmente la NAO, almeno su scale temporali da mese a anno [Kushnir et al., 2002; Czaja et al., questo volume].

In questo capitolo, rivediamo le ricerche in corso finalizzate a migliorare la nostra comprensione dei processi atmosferici ritenuti responsabili della variabilità di tipo NAO. Nella Sezione 2, descriviamo la struttura della NAO all’interno della circolazione atmosferica. Nella Sezione 3, discutiamo il dibattito riguardante l’interpretazione fisica della NAO. La Sezione 4 approfondisce la dinamica troposferica della NAO, con un focus su due questioni di ricerca attuali: 1) quali processi troposferici generano una variabilità simile alla NAO? e 2) perché la variabilità della NAO è più pronunciata nel settore dell’Atlantico Nord? Nella Sezione 5, esponiamo la nostra attuale comprensione del coupling tra troposfera e stratosfera nel contesto della NAO. La Sezione 6 fornisce un riassunto del capitolo e affronta le priorità per la ricerca futura.

2. LA STRUTTURA DELLA NAO NELLA CIRCOLAZIONE ATMOSFERICA

Da quando è stata scoperta, la NAO è stata comunemente percepita come un modello zonalmente asimmetrico, principalmente limitato al settore dell’Atlantico Nord [vedi Stephenson et al., questo volume, per una storia della ricerca sulla NAO]. La sua struttura è stata definita in base a mappe di correlazione di un singolo punto [Wallace e Gutzler, 1981] o funzioni ortogonali empiriche ruotate [Barnston e Livezey, 1987]. La sua variabilità temporale è stata caratterizzata dalle differenze nella pressione atmosferica a livello del mare tra stazioni situate vicino all’Islanda e nelle Azzorre/Portogallo [Rogers, 1984; Hurrell, 1995a; Hurrell e van Loon, 1997; Jones et al., questo volume]. Di conseguenza, la variabilità della NAO è stata spesso interpretata come riflesso di processi accoppiati oceano-atmosfera [ad esempio, Grötzner et al., 1998; Rodwell et al., 1999].

Recentemente, è stato suggerito che la dinamica della NAO è analoga a quella che guida la modalità principale di variabilità nella circolazione extratropicale dell’Emisfero Australe (SH), caratterizzata da un’altalena zonalmente simmetrica in altezza geopotenziale tra il cappuccio polare e l’anello zonale circostante a circa 45°S [Rogers e van Loon, 1982; Szeredi e Karoly, 1987; Yoden et al., 1987; Kidson, 1988a, b; Karoly, 1990; Hartmann e Lo, 1998; Gong e Wang, 1999]. (Si noti che in questo capitolo il termine “modalità” viene usato per descrivere un modello dominante di variabilità e non si riferisce necessariamente alle modalità normali di un sistema fisico). L’analogia tra la modalità principale di variabilità nell’SH e la NAO suggerisce che la NAO rifletta dinamiche atmosferiche interne che vanno oltre le significative differenze nella geometria terra-mare dei due emisferi. È stato quindi proposto che la struttura della NAO sia meglio rappresentata non da indici basati su stazioni situate sull’Atlantico Nord, ma dalla principale funzione ortogonale empirica (EOF) del campo delle anomalie della pressione a livello del mare (SLP) dell’Emisfero Settentrionale (NH) [Thompson e Wallace, 1998; 2000]. (La principale EOF è il vettore di stato che spiega la maggior parte della varianza totale nei dati, corrispondendo all’autovettore associato al maggiore autovalore della matrice di covarianza. Le anomalie sono definite come deviazioni dalla norma climatologica). A differenza della struttura della NAO emergente dalle mappe di correlazione di un punto, la principale EOF della SLP dell’NH presenta una forte componente zonalmente simmetrica [vedi anche Kutzbach, 1970; Trenberth e Paolino, 1981; Wallace e Gutzler, 1981]. La sua struttura è caratterizzata da un doppio polo meridionale nella SLP non solo tra i centri di azione situati vicino all’Islanda e alle Azzorre/Portogallo, ma anche dalle fluttuazioni nella massa atmosferica tra l’intero bacino artico e l’anello zonale circostante.

In questa sezione, esaminiamo la struttura della NAO nella circolazione atmosferica, definita sulla base della principale funzione ortogonale empirica (EOF) della pressione a livello del mare (SLP) e della relativa serie temporale del coefficiente di espansione (noto come componente principale, o PC). Come verrà osservato più avanti in questo capitolo, l’analisi non è sensibile alla scelta della SLP come livello di base. Seguendo Thompson e Wallace [2000], presentiamo prove della somiglianza tra la struttura risultante e la modalità principale di variabilità nella circolazione dell’Emisfero Sud (SH), qui definita come la principale EOF dell’altezza geopotenziale a 850 hPa nell’SH (90°S-20°S). Utilizziamo l’altezza geopotenziale a 850 hPa nell’SH per mitigare le ambiguità introdotte dalla riduzione al livello del mare sopra l’Altopiano Antartico. In entrambi gli emisferi, l’analisi si basa sui dati del NCEP/NCAR Reanalysis [Kalnay et al., 1996].

Nel resto di questo capitolo, ci riferiremo alle strutture derivate dalle principali EOF dei campi di altezza geopotenziale dell’NH e SH come le modalità annulari dell’NH e SH (NAM e SAM), rispettivamente, e alle corrispondenti serie temporali dei coefficienti di espansione di questi modelli come gli indici NAM e SAM (la modalità annulare dell’NH è anche nota come Oscillazione Artica, ad esempio, Thompson e Wallace 1998). Come verrà notato più avanti in questo capitolo, gli indici NAM e SAM possono essere determinati come la proiezione delle anomalie di altezza geopotenziale a vari livelli sulla struttura della corrispondente principale EOF. La terminologia “modalità annulare” viene utilizzata per tre motivi: 1) suggerisce che la NAO riflette dinamiche che si verificherebbero in assenza dell’oceano Atlantico Nord; 2) sottolinea l’analogia tra i due emisferi; e 3) riconosce il fatto che il centro d’azione polare della NAO presenta un alto grado di simmetria zonale. Nella pratica, la serie temporale dell’indice NAM utilizzata in questa sezione è altamente correlata con la serie temporale del PC principale calcolata per i dati della pressione a livello del mare nella metà atlantica dell’emisfero dell’NH (il PC principale della SLP dell’NH è correlato con il PC principale della SLP nella metà atlantica dell’emisfero a un livello di r=0.95; Deser, 2000; Hurrell et al., questo volume). Pertanto, i risultati presentati qui non dipendono fortemente dalla specifica definizione dell’indice NAO/NAM. Le implicazioni della reinterpretazione della NAO come NAM vengono ulteriormente discusse nella Sezione 3.

Sebbene i risultati presentati in questa sezione si basino su dati medi mensili, è importante considerare che il NAM e il SAM mostrano anche variabilità su scale temporali inferiori al mese: la scala temporale di decadimento esponenziale delle modalità annulari nella troposfera è di circa 10 giorni [Hartmann e Lo, 1998; Feldstein, 2000], e leggermente più lunga nell’NH durante l’inverno. La variabilità intramensile nel NAM non influenza le strutture derivate in questa sezione, ma fornisce ulteriori prove che le modalità annulari esisterebbero in assenza di interazioni accoppiate oceano-atmosfera. I processi che danno origine alla scala temporale di circa 10 giorni del NAM sono esplorati nella Sezione 4.

2.1. Struttura

Seguendo Thompson e Wallace [2000], la struttura del NAM nel campo della pressione atmosferica a livello del mare (SLP) viene identificata regredendo le anomalie medie mensili della SLP sui valori standardizzati dell’indice NAM (i valori positivi degli indici delle modalità annulari sono definiti come bassa pressione a livello del mare nelle regioni polari e viceversa). Come mostrato nella Figura 1 (pannello centrale), il modello risultante è caratterizzato non solo da un altalena meridionale nella SLP nel settore dell’Atlantico Nord, ma anche da un’altalena su scala emisferica di massa atmosferica tra le latitudini polari e i centri d’azione localizzati sia nel Pacifico Nord che nell’Atlantico Nord. La struttura del NAM nell’altezza geopotenziale della bassa troposfera ha una forte somiglianza con quella del SAM, ottenuta regredendo l’altezza geopotenziale della bassa troposfera nel SH sull’indice temporale del SAM (Figura 1, pannello sinistro). I modelli nei pannelli sinistro e centrale della Figura 1 sono entrambi predominanti zonalmente simmetrici (il modello SH lo è leggermente di più) e entrambi mostrano ampiezze e scale meridionali simili. Come precedentemente notato, il modello mostrato nel pannello centrale della Figura 1 è virtualmente identico alla principale EOF del settore Euro-Atlantico (Figura 1, pannello destro; l’EOF del settore Euro-Atlantico viene estesa al dominio emisferico regredendo le anomalie SLP emisferiche sulla relativa serie temporale del PC). Entrambi i modelli hanno una forte componente zonalmente simmetrica, ma la EOF emisferica ha un’ampiezza maggiore nel settore del Pacifico.

La Figura 1 presenta i primi modelli empirici ortogonali (EOF) della geopotenzialità a 850 hPa per l’Emisfero Sud (SH) e del livello di pressione al suolo (SLP) per l’Emisfero Nord (NH), nonché il campo di SLP specificamente per il settore Euro-Atlantico nell’Emisfero Nord. Gli EOF sono calcolati dai dati mensili medi per mostrare i modelli predominanti di variazione del campo di pressione atmosferica.

• SH (Pannello Sinistro): L’EOF 1 del campo di altezza geopotenziale a 850 hPa mostra il modello principale di variazione atmosferica nel mezzo delle latitudini e delle regioni polari dell’Emisfero Sud. Questo modello può rappresentare le variazioni nella forza e nella posizione del vortice polare e delle zone di alta e bassa pressione associate.
• NH (Pannello Centrale): L’EOF 1 del campo SLP mensile medio rappresenta il modello principale di variazione per l’intero Emisfero Nord, che mostra come la pressione al livello del mare varia in modo coerente in tutto l’emisfero.
• NH Euro-Atlantico (Pannello Destro): L’EOF 1 del campo SLP mensile medio per il settore Euro-Atlantico è esteso a tutto l’emisfero attraverso la regressione basata sulla serie temporale del componente principale corrispondente. Ciò mostra come le variazioni di pressione in questo settore sono rappresentative o correlate alle variazioni su scala emisferica.

I contorni indicano la deviazione dall’altezza geopotenziale media a 1000 hPa, con intervalli di contorno di 10 metri. I contorni negativi (linee tratteggiate) indicano anomalie negative di altezza, che sono generalmente associate a condizioni di bassa pressione, mentre i contorni positivi (linee solide) rappresentano anomalie positive di altezza, che sono generalmente associate a condizioni di alta pressione. Questi schemi di pressione sono cruciali per la comprensione della circolazione atmosferica e possono influenzare significativamente il clima e i modelli meteorologici.

I dati utilizzati per questi modelli provengono dalle rianalisi del NCAR/NCEP, che combinano osservazioni storiche con modelli atmosferici per fornire una rappresentazione completa del sistema climatico passato. I periodi di tempo selezionati per l’analisi includono gennaio-marzo per il NH per catturare le caratteristiche stagionali dell’inverno e tutti i mesi per l’SH per mostrare un quadro completo della variazione annuale.

Questa figura è stata riprodotta dagli studi di Thompson e Wallace [2000] e Wallace e Thompson [2002], che hanno esaminato le variazioni climatiche e i modi annulari, che sono importanti modelli di variabilità a grande scala nelle latitudini medie e alte.

La somiglianza tra NAM e SAM diventa ancora più evidente quando si confrontano le loro strutture verticali. I pannelli in alto nella Figura 2 mostrano il vento zonale medio zonale e le circolazioni meridionali medie regresse sui segmenti delle stagioni “attive” degli indici NAM e SAM per i domini che vanno da polo a polo e da 1000 hPa a 30 hPa. Le stagioni attive sono definite come i periodi dell’anno in cui il coupling troposfera/stratosfera è più intenso e corrispondono ai periodi in cui il flusso zonale nella stratosfera inferiore è disturbato dalle onde che si propagano verso l’alto dalla troposfera. La teoria predice che queste interazioni dovrebbero verificarsi durante le stagioni in cui il flusso zonale nella stratosfera inferiore è occidentale, ma inferiore a un valore soglia [Charney e Drazin, 1961]. Le osservazioni mostrano che queste interazioni si verificano per tutto l’inverno nell’NH, ma solo durante la tarda primavera (novembre) nell’SH [Thompson e Wallace, 2000]. Durante le stagioni attive, sia NAM che SAM sono caratterizzati da doppi poli meridionali barotropici equivalenti nella circolazione extratropicale dei rispettivi emisferi.

La Figura 2 mostra le regressioni sui modi annulari, che sono i modelli dominanti di variabilità a scala emisferica nella circolazione atmosferica, durante i periodi di attiva interazione tra la stratosfera e la troposfera. I dati sono basati su misure raccolte da gennaio a marzo per l’Emisfero Nord (NH) e novembre per l’Emisfero Sud (SH), nel periodo 1979-1999.

Pannello Superiore: Le contornature (linee continue e tratteggiate) rappresentano il flusso zonale medio zonale, ovvero la velocità media del vento lungo una latitudine, in metri al secondo (m s^-1). I contorni positivi indicano venti occidentali più forti del normale, mentre i contorni negativi indicano venti occidentali più deboli. I vettori rappresentano la circolazione meridionale media, con la componente orizzontale che indica la velocità del vento meridionale (nord-sud) e la componente verticale che indica il movimento dell’aria nell’atmosfera (suo giù), espressa in metri al secondo per la componente orizzontale e in centimetri al secondo per quella verticale.

Pannello Inferiore: Invece di mostrare il flusso zonale, i contorni in questo pannello rappresentano la temperatura media zonale, in gradi Kelvin (K). Un contorno positivo indica un’anomalia di temperatura più calda del normale, mentre un contorno negativo indica un’anomalia più fredda. I vettori, come nel pannello superiore, rappresentano la circolazione meridionale media.

In entrambi i pannelli, le aree ombreggiate indicano una correlazione statisticamente significativa (r > 0.4) tra i modi annulari e i cambiamenti nel campo di velocità del vento o nella temperatura. Questo significa che quando il modo annulare è in una certa fase (positiva o negativa), ci sono cambiamenti coerenti e significativi nel flusso zonale o nella temperatura che possono essere previsti in quelle regioni.

In cima ai diagrammi, il livello di pressione di 50 hPa indica che le misurazioni includono la bassa stratosfera, rilevante per capire l’interazione stratosfera-troposfera. Queste informazioni sono cruciali per i meteorologi e i climatologi per comprendere i meccanismi dietro la variabilità climatica e meteo a lungo termine.

Le modalità annulari sono anche caratterizzate da deboli anomalie del vento zonale nelle latitudini tropicali (le anomalie sono un po’ più marcate in associazione con il SAM), che sono in linea con i profili globali della pressione atmosferica a livello del mare (SLP) osservati in associazione con le modalità annulari [Baldwin, 2001]. Le anomalie nel centro di azione polare si amplificano in altezza dalla superficie verso la bassa stratosfera, con l’asse che si inclina leggermente verso il polo e la scala meridionale che si allarga dalla troposfera alla bassa stratosfera [vedi anche Black, 2002]. Le anomalie del vento zonale localizzate a circa 35°N si estendono equatorialmente nei subtropici vicino alla superficie (specialmente nell’NH), ma presentano un picco ristretto al livello di 200 hPa. Una trattazione più dettagliata del legame tra il NAM e le anomalie del vento zonale tropicale è presentata nella sottosezione successiva.

I modelli ottenuti regredendo la circolazione meridionale media sugli indici NAM e SAM sono mostrati dai vettori nella Figura 2. Sia il NAM che il SAM sono caratterizzati da coppie di celle di circolazione subtropicali e ad alta latitudine che ruotano in senso opposto. La polarità ad alto indice delle modalità annulari è accompagnata da un anomalo movimento ascensionale sulle latitudini subpolari e da una subsidenza tra circa 40° e 50° di latitudine. Le celle ad alta latitudine si estendono nella bassa stratosfera, mentre le celle subtropicali sono confinate alla troposfera. Come notato in Thompson e Wallace [2000], la forza di Coriolis che agisce sul ramo superiore delle celle di circolazione serve a indebolire le corrispondenti anomalie del vento zonale. Pertanto, in linea con i risultati riportati in Yoden et al. [1987], Shiotani [1990], Karoly [1990], Kidson e Sinclair [1995], Hartmann e Lo [1998], e Limpasuvan e Hartmann [1999; 2000], le anomalie del vento associate alla polarità ad alto indice delle modalità annulari devono essere mantenute da flussi anomali verso il polo di momento occidentale nelle onde baroclinali dell’alta troposfera centrati intorno ai 45° di latitudine. Il ruolo dei flussi di eddy nel guidare il NAM è ulteriormente discusso nella Sezione 4.

Le anomalie della circolazione meridionale media nei tropici sono rumorose e di difficile interpretazione.

I pannelli inferiori della Figura 2 mostrano la temperatura media zonale regredita sugli stessi indici usati come base per l’analisi nei pannelli superiori. La polarità positiva delle modalità annulari è caratterizzata da temperature anormalmente basse sopra il cappuccio polare che si intensificano con l’aumento dell’altitudine, e da temperature anormalmente elevate in una banda centrata intorno ai 45°. Il fatto che le anomalie di temperatura siano guidate adiabaticamente è suggerito dal fatto che le anomalie fredde tendono a coincidere con un movimento ascensionale anomalo, e viceversa. Si noti che il movimento ascensionale in aree di raffreddamento è coerente con una guida meccanica da parte dei flussi anomali di momento zonale delle onde baroclinali. Le anomalie di calore superficiali poco profonde tra 55°N e 75°N sono in linea con il trasporto anomalo di temperatura sulle masse terrestri dell’NH durante la polarità positiva della modalità annulare dell’NH [Hurrell, 1995a; 1996; Thompson e Wallace, 1998; 2000; Xie et al., 1999].

La polarità positiva del NAM è anche contraddistinta da anomalie positive di temperatura alla tropopausa tropicale. Dato che il vapore acqueo è scarso nella bassa stratosfera, il rapporto inverso tra le anomalie di temperatura della bassa stratosfera alle latitudini tropicali e polari riflette presumibilmente variazioni adiabatiche di temperatura indotte da un indebolimento della circolazione meridionale media nella bassa stratosfera durante la polarità ad alto indice del NAM. Il SAM mostra una firma molto più debole nella temperatura della tropopausa tropicale, in accordo con il fatto che il coupling stratosfera/troposfera si verifica durante un periodo molto più breve nell’SH. Come verrà discusso nella prossima sezione, il NAM è anche associato a deboli anomalie negative di temperatura in tutta la troposfera tropicale.

2.2. Caratteristiche su Scala Globale del NAM

Diversi studi hanno evidenziato un collegamento tra il NAM e la variabilità nella regione tropicale dell’Atlantico. Per esempio, Meehl e van Loon [1979] hanno dimostrato che l’NAO è significativamente correlata con l’intensità degli alisei sull’Atlantico Nord e con la posizione della Zona di Convergenza Intertropicale (ITCZ) sull’Africa; Lamb e Peppler [1987] hanno osservato che l’NAO ha un impatto significativo sulle precipitazioni in Marocco; Moulin et al. [1997] hanno dimostrato che l’NAO influenza il trasporto di polvere dal deserto del Sahara; Malmgren et al. [1998] hanno mostrato che l’NAO si riflette nelle precipitazioni di Porto Rico; e McHugh e Rogers [2001] hanno suggerito che l’NAO influisce sulle precipitazioni nell’Africa orientale. Baldwin [2001] ha mostrato che le fluttuazioni nel NAM sono caratterizzate da significativi scambi di massa atmosferica interemisferici. Qui forniamo evidenze che il NAM presenta una firma distinta nel campo delle temperature e dei venti zonali nei tropici che va oltre il settore atlantico tropicale.

La Tavola 1 mostra le anomalie di temperatura troposferica dai dati del Microwave Sounding Unit Channel 2LT [Spencer et al., 1990; Spencer e Christy, 1992; la funzione di ponderazione per i dati di temperatura MSU2LT è centrata vicino ai 600 hPa] e le anomalie di temperatura della bassa stratosfera dai dati MSU4 [Spencer e Christy, 1993; la funzione di ponderazione per i dati MSU4 è centrata vicino ai 70 hPa] regresse sui valori mensili di gennaio-febbraio-marzo (JFM) dell’indice NAM dal 1979 al 1999. In linea con i risultati presentati nella sezione precedente, la polarità ad alto indice del NAM (bassa pressione a livello del mare al polo) è caratterizzata da un marcato raffreddamento sul cappuccio polare dell’emisfero settentrionale (NH) che si intensifica con l’altitudine dalla troposfera alla bassa stratosfera, e da un riscaldamento nella troposfera delle medie latitudini. Tuttavia, la firma del NAM non è chiaramente limitata alle regioni extratropicali dell’NH. Le regressioni rivelano anche un modello distinto di anomalie di temperatura in tutto il settore tropicale, con anomalie calde riscontrate nella regione della tropopausa tropicale e anomalie fredde in gran parte della troposfera tropicale.

Le temperature medie tropicali (20°S-20°N) della tropopausa sono più calde di 0,36 K e le temperature medie tropicali della troposfera sono più fredde di 0,12 K per ogni aumento di una deviazione standard nell’indice NAM (il coefficiente di correlazione tra l’indice NAM e la temperatura media tropicale della tropopausa è r=+0,49, e il coefficiente di correlazione tra l’indice NAM e la temperatura media tropicale della troposfera è r=-0,32. Entrambe le correlazioni sono significative al 95% basate sulla statistica t). Sia nella troposfera che nella stratosfera, le anomalie di temperatura più grandi nei tropici si trovano, non sull’equatore, ma nelle regioni subtropicali di entrambi gli emisferi, come chiaramente evidenziato dalle correlazioni tra temperatura media zonale e gli indici delle modalità annulari (Tavola 1, pannelli di destra).

il Plate 1 è composto da due set di immagini che mostrano le relazioni tra l’indice del modo annulare dell’Emisfero Nord (NAM) e le anomalie di temperatura rilevate dal Microwave Sounding Unit (MSU) durante i mesi invernali di gennaio, febbraio e marzo (JFM).

Pannelli Sinistri: Le mappe a sinistra illustrano le anomalie di temperatura (in kelvin) come risposta all’indice NAM. La mappa superiore mostra le anomalie di temperatura registrate dal canale MSU4, che monitora la parte media della troposfera, mentre la mappa inferiore mostra le anomalie di temperatura registrate dal canale MSU2LT, che è sensibile alle variazioni di temperatura nella bassa troposfera e nella stratosfera superiore.

Le aree colorate indicano la magnitudine delle anomalie di temperatura correlate all’indice NAM:

• Aree blu: temperature più fredde della media.
• Aree gialle/arancioni: temperature più calde della media.

Queste anomalie possono essere legate a cambiamenti nella circolazione atmosferica causati dalla fase del NAM, che può influenzare sia la distribuzione delle temperature che le condizioni meteorologiche.

Pannelli Destri: I grafici a destra mostrano i coefficienti di correlazione tra l’indice NAM e le anomalie di temperatura zonale media per i canali MSU4 e MSU2LT. Un coefficiente di correlazione vicino a +1 indica una forte relazione positiva, mentre un valore vicino a -1 indica una forte relazione negativa. I valori vicino a 0 suggeriscono nessuna correlazione significativa. Le tacche indicano i livelli di correlazione a r = 0.2. L’ombreggiatura nei grafici indica regioni di correlazione statisticamente significativa (r > 0.4), suggerendo che vi è una relazione forte e coerente tra l’indice NAM e le anomalie di temperatura in quelle latitudini specifiche.

La parte superiore del diagramma indica un livello di pressione di 50 hPa, localizzato nella stratosfera bassa, suggerendo che le correlazioni includono l’influenza del NAM non solo sulla troposfera, ma anche sugli strati più alti dell’atmosfera.

Questo tipo di analisi è cruciale per comprendere i meccanismi che guidano la variabilità climatica e le risposte termiche dell’atmosfera a dinamiche complesse quali i modi annulari. La figura è tratta da una ricerca in corso, suggerendo che è parte di uno studio più ampio e che i risultati potrebbero essere soggetti a ulteriori analisi e valutazioni.

Il Plate 2 mostra il diagramma di sviluppo temporale e in altitudine dell’indice del Modo Annulare del Nord (NAM) durante l’inverno del 1998-1999. L’indice NAM viene rappresentato qui con una risoluzione giornaliera e i valori sono adimensionali, ovvero non hanno unità e sono standardizzati in qualche modo per facilitare la comparazione.

Nel grafico, l’asse verticale rappresenta la pressione atmosferica in ettopascal (hPa), che diminuisce con l’aumentare dell’altitudine, e quindi è inversamente proporzionale all’altezza nella colonna atmosferica. L’asse orizzontale rappresenta il tempo, con i mesi da ottobre ad aprile.

I colori indicano l’intensità dell’indice NAM:

• Blu: Valori positivi indicano un forte vortice polare, caratterizzato da venti circolari intensi attorno al polo, che tendono a confinare l’aria fredda artica nelle regioni polari.
• Rosso: Valori negativi indicano un vortice polare debole, con una circolazione meno intensa che può portare a una maggiore incursione di masse d’aria fredda verso le latitudini medie.

L’intervallo di contorno di 0.5 suggerisce che ogni contorno nel grafico rappresenta un cambiamento di 0.5 unità nell’intensità standardizzata dell’indice NAM. Le aree non ombreggiate, tra -0.5 e 0.5, indicano condizioni neutre dell’indice NAM.

La linea sottile orizzontale indica il confine approssimativo tra la troposfera e la stratosfera, suggerendo che gli effetti del NAM si estendono attraverso e oltre la troposfera nella stratosfera.

La corrispondenza tra l’indice NAM e il clima è tale che un NAM positivo è spesso associato a inverni più miti nelle latitudini medie dell’Emisfero Nord, mentre un NAM negativo è associato a inverni più freddi e tempestosi. La figura da Baldwin e Dunkerton [2002] mostra come questi effetti variavano notevolmente durante l’inverno del 1998-1999, con significative fluttuazioni dell’indice NAM, che potrebbero essere correlate a episodi di tempo estremo o a periodi di condizioni atmosferiche più stabili. Questi dati sono particolarmente rilevanti per la comprensione della dinamica atmosferica e per la previsione meteorologica a lungo termine.

Il Plate 3 fornisce una rappresentazione grafica dei venti a 300 millibar (mb) sull’Emisfero Nord, focalizzandosi sulle componenti zonali e meridionali dei venti durante i mesi invernali (dicembre, gennaio e febbraio) per il periodo 1958-1997.

Pannello (a) – Venti Zonali: La mappa superiore illustra la distribuzione media dei venti zonali, ovvero i venti che soffiano da ovest verso est (o viceversa) paralleli alle linee di latitudine. Il contorno rappresenta varie velocità del vento con un intervallo di contorno di 5 m/s. Le aree ombreggiate indicano regioni dove la velocità del vento supera i 20 m/s, che corrispondono alle zone di forte corrente a getto. Queste correnti a getto, flussi d’aria veloci e relativamente stretti, sono importanti per la configurazione dei sistemi meteorologici e per la distribuzione del calore e dell’umidità a livello globale.

Pannello (b) – Venti Meridionali: La mappa inferiore mostra la media dei venti meridionali, che sono i venti che soffiano in direzione nord-sud (o viceversa) attraverso le latitudini. Anche qui, i contorni rappresentano la velocità del vento, con un intervallo di contorno di 2 m/s. Le aree ombreggiate indicano regioni dove la velocità del vento è maggiore di 0 m/s , evidenziando movimenti significativi dell’aria che possono influenzare la circolazione atmosferica verticale e i pattern di tempo associati.

Entrambe le mappe forniscono una visione dettagliata della dinamica dei venti durante i mesi invernali, che è un periodo chiave per l’interazione tra la stratosfera e la troposfera e per l’impatto sul clima delle latitudini medie e alte. Queste informazioni sono essenziali per i meteorologi e i climatologi per comprendere e prevedere le variazioni stagionali nei modelli meteorologici.

La figura, riprodotta da Lee e Kim [2002], evidenzia la variabilità e la complessità del sistema atmosferico, e fornisce intuizioni sulle possibili connessioni tra la velocità dei venti nella troposfera alta e fenomeni climatici come il Modo Annulare del Nord (NAM).

La figura rappresenta due diversi compositi dell’evoluzione temporale e verticale del Northern Annular Mode (NAM) per eventi di vortice polare debole e forte. Il NAM è un indicatore della variabilità atmosferica nell’emisfero nord e riguarda le differenze di pressione tra le latitudini polari e quelle medie.

Pannello A – Illustra un composito di 18 eventi di vortice polare debole. Questi eventi sono caratterizzati da valori negativi del NAM, in particolare quando l’indice del NAM a 10 hPa scende al di sotto di -3.0. L’asse verticale mostra la pressione in hPa, che diminuisce con l’aumentare dell’altitudine, indicando che muovendosi verso l’alto su quest’asse si sale nella struttura dell’atmosfera. L’asse orizzontale, etichettato come “Lag Days”, mostra il tempo relativo alla data dell’evento, con i giorni negativi che precedono l’evento e i giorni positivi che seguono l’evento.

Pannello B – Mostra un composito di 30 eventi di vortice polare forte. Questi eventi sono caratterizzati da valori positivi del NAM, identificati quando l’indice a 10 hPa supera il valore di +1.5.

In entrambi i pannelli, la colorazione indica la grandezza dell’indice NAM a vari livelli atmosferici e tempi relativi all’evento. L’intervallo di contorno per la colorazione è di 0.25, il che significa che ogni cambio di colore rappresenta una variazione di 0.25 nell’indice NAM. I contorni bianchi hanno un intervallo di 0.5, indicando variazioni più significative dell’indice.

Le aree non colorate, dove l’indice NAM varia tra -0.25 e 0.25, indicano valori neutri o meno significativi del NAM. Le linee orizzontali sottili indicano approssimativamente il confine tra la troposfera (la parte più bassa dell’atmosfera dove si verificano i fenomeni meteorologici) e la stratosfera (la parte dell’atmosfera al di sopra della troposfera, dove si trova lo strato di ozono).

Interpretando le figure, si osserva che per gli eventi di vortice debole (Pannello A), i valori negativi dell’indice NAM sono più pronunciati e si estendono su un ampio intervallo di livelli atmosferici prima e dopo la data centrale dell’evento (Lag 0 giorni). Per gli eventi di vortice forte (Pannello B), i valori positivi dell’indice NAM sono notevolmente intensi e concentrati intorno alla data dell’evento, influenzando una vasta gamma dell’atmosfera.

I livelli di pressione, da 1000 hPa (vicino alla superficie terrestre) a 10 hPa (vicino alla cima della stratosfera), aiutano a comprendere la struttura verticale di questi eventi del vortice. Le linee di contorno e le sfumature di colore forniscono una rappresentazione visiva di come la forza del vortice fluttui nel tempo e attraverso diversi livelli dell’atmosfera. I dati mostrati provengono da uno studio di Baldwin e Dunkerton del 2002, che probabilmente discute in modo più dettagliato la dinamica e le implicazioni di questi schemi atmosferici.

La figura presenta due grafici, etichettati come (a) e (b), che illustrano le funzioni di densità di probabilità (PDF) per l’indice AO (Oscillazione Artica) e l’indice NAO (Oscillazione Nord Atlantica), rispettivamente.

Pannello a: Mostra la PDF dell’indice normalizzato giornaliero NAM (Northern Annular Mode) durante il periodo di dicembre-aprile (curva grigia), confrontato con la distribuzione dei valori durante i 1080 giorni con condizioni di vortice polare debole (curva rossa), e durante i 1800 giorni con condizioni di vortice polare forte (curva blu). La curva grigia rappresenta la climatologia standard per il periodo DJFMA (Dicembre-Gennaio-Febbraio-Marzo-Aprile), che è la distribuzione di frequenza attesa per l’indice NAM in condizioni climatiche normali. La curva rossa indica una maggiore frequenza di valori negativi dell’indice, che si traducono in una tendenza verso un vortice polare più debole o un AO negativo. La curva blu mostra che durante i periodi di vortice forte, l’indice NAM tende ad assumere valori più elevati, indicando un AO positivo.

Pannello b: Simile al Pannello a, ma si concentra sull’indice NAM basato unicamente sui dati del Nord Atlantico. La curva grigia di climatologia standard DJFMA fornisce un riferimento per la distribuzione attesa in condizioni normali, mentre la curva rossa e la curva blu mostrano la distribuzione dei valori durante i periodi di vortice debole e forte, rispettivamente.

In entrambi i pannelli, l’asse delle ascisse mostra le deviazioni standard dell’indice NAM dalla media, mentre l’asse delle ordinate rappresenta la densità di probabilità di queste deviazioni. I valori positivi sull’asse delle ascisse indicano un indice NAM più alto del normale (vortice forte), mentre i valori negativi indicano un indice NAM inferiore alla media (vortice debole).

In termini meteorologici e climatologici, un indice NAM elevato (vortice forte) è associato a un maggiore contenimento dell’aria fredda polare nella regione artica, portando a inverni più freddi nelle regioni polari e potenzialmente più miti nelle latitudini medie. Al contrario, un indice NAM basso (vortice debole) può portare a una maggiore probabilità di episodi di freddo estremo nelle latitudini medie a causa dello spostamento dell’aria fredda polare verso sud.

Queste distribuzioni sono fondamentali per comprendere la variabilità del clima nelle latitudini settentrionali e possono avere implicazioni per la previsione stagionale e la gestione dei rischi meteorologici. Ad esempio, una maggiore probabilità di valori estremamente bassi dell’indice NAM durante i periodi di vortice debole può essere correlata a ondate di freddo e condizioni meteorologiche più instabili nelle latitudini medie e settentrionali. Questo è particolarmente rilevante per le regioni interessate dall’indice AO e NAO, come l’Europa e il Nord America.

La ricerca di Baldwin e Dunkerton del 2002, da cui è tratta questa figura, esamina in dettaglio queste relazioni, fornendo una base per la comprensione dei processi dinamici che influenzano il clima a scala emisferica.

La figura caricata, denominata Plate 6, presenta due mappe polari che rappresentano anomalie termiche, cioè deviazioni dalla media di temperatura, sulla superficie terrestre. La descrizione fornita indica che queste anomalie sono messe in relazione con due distinti fattori atmosferici.

Mappa di Sinistra – Anomalie Seguenti le Anomalie Stratosferiche: Questa mappa mostra la differenza nelle anomalie di temperatura media giornaliera della superficie nei 60 giorni successivi all’insorgenza di condizioni di vortice polare debole e forte a 10 hPa. Nello specifico, il vortice polare si riferisce a un’area di bassa pressione e aria fredda che circonda le regioni polari. Il termine “debole” o “forte” si riferisce alla forza del vortice, che può influenzare i modelli climatici a latitudini medio-alte. Le anomalie negative (in blu e azzurro) indicano temperature più basse rispetto alla media, mentre le anomalie positive (in giallo e arancione) indicano temperature più alte. I contorni sono impostati a intervalli di 0,5 °C, che forniscono una misurazione quantitativa dell’anomalia termica.

Mappa di Destra – Differenze di Anomalie Durante la QBO Easterly e Westerly: La seconda mappa visualizza le anomalie di temperatura superficiali tra i gennaio in cui la QBO, l’Oscillazione Quasi-Biennale equatoriale, è in fase orientale (easterly) rispetto a quando è in fase occidentale (westerly). La QBO è caratterizzata da venti che si alternano tra est e ovest lungo l’equatore nella stratosfera e ha significativi effetti sui modelli climatici globali. Anche in questo caso, le anomalie sono rappresentate con i colori blu e azzurro per indicare temperature inferiori alla media e giallo e arancione per temperature superiori. I contorni a intervalli di 0,5 °C aiutano a distinguere l’intensità delle anomalie termiche.

Le mappe forniscono una visualizzazione di come questi fenomeni stratosferici – il vortice polare e la QBO – possono avere un impatto sul clima alla superficie della Terra. Analizzando le anomalie di temperatura in relazione agli eventi stratosferici, i ricercatori possono comprendere meglio la dinamica del sistema climatico terrestre e i possibili effetti sul tempo atmosferico a breve termine e sul clima a lungo termine.

Questi dati e analisi sono particolarmente rilevanti per comprendere e prevedere le variazioni stagionali del clima, come gli inverni particolarmente rigidi o miti nelle regioni extratropicali. La ricerca citata, Thompson et al. [2002], fornisce una base per la comprensione di questi complessi processi atmosferici.

Il raffreddamento della troposfera tropicale osservato nei dati MSU2LT è più pronunciato di quello osservato nei dati della temperatura superficiale (non mostrati), suggerendo che le anomalie della media troposfera sono indotte dinamicamente attraverso movimenti verticali guidati dalle onde baroclinali. Ad esempio, la temperatura media superficiale tropicale diminuisce solo di 0,06 K per ogni aumento di una deviazione standard nell’indice NAM [basato sui dati descritti in Jones, 1994], a differenza della corrispondente diminuzione di 0,12 K osservata nei dati MSU2LT. In che misura il NAM abbia contribuito alla discrepanza ampiamente pubblicizzata tra i trend delle temperature alla superficie e nella troposfera libera rimane da valutare [vedi il Rapporto del National Research Council sulla Riconciliazione delle Osservazioni della Temperatura per una panoramica delle discrepanze tra i recenti trend della temperatura troposferica e superficiale].

Le regressioni basate su dati giornalieri rivelano che il legame tra il NAM e la circolazione dei tropici è più evidente quando la circolazione tropicale segue la variabilità del NAM di alcune settimane (l’indice giornaliero del NAM utilizzato nelle regressioni è stato generato proiettando i campi medi giornalieri della pressione a livello del mare (SLP) dal NCEP/NCAR Reanalysis sulla struttura presentata nel pannello centrale della Figura 1). La Figura 3 mostra i coefficienti di regressione tra le anomalie giornaliere medie del vento zonale a 200 hPa e i valori giornalieri dell’indice NAM per ritardi che variano da -35 a +35 giorni, dove i ritardi positivi indicano che il flusso zonale segue l’indice NAM, e viceversa. Le anomalie del vento zonale nei tropici e nell’Emisfero Sud (SH) sono deboli nelle regressioni simultanee (cioè a ritardo zero), ma esibiscono una struttura marcata circa 2-3 settimane dopo lo sviluppo delle maggiori anomalie del vento nelle regioni extratropicali dell’Emisfero Nord (NH). Di conseguenza, il NAM non si proietta fortemente sui tropici quando la circolazione zonale media giornaliera viene regredita sui valori giornalieri contemporanei dell’indice NAM (Figura 4, pannello superiore). Tuttavia, quando la circolazione zonale media nella Figura 4 viene regredita sui valori giornalieri dell’indice NAM ritardati di due settimane (pannello inferiore), i modelli risultanti mostrano caratteristiche pronunciate sia nella troposfera tropicale che nel subtropicale SH. Le anomalie del vento zonale nel pannello inferiore della Figura 4 riflettono una struttura a bande che si estende dalle regioni polari dell’NH fino ai subtropici dell’SH. I massimi di raffreddamento fuori equatore evidenti nelle regressioni mensili mostrate nella Tavola 1 sono anche chiaramente visibili in queste regressioni giornaliere ritardate.

Come discusso in precedenza, il riscaldamento della tropopausa tropicale durante la fase ad alto indice del NAM è coerente con un indebolimento della circolazione Brewer-Dobson guidata dalle onde nella bassa stratosfera [Thompson e Wallace, 2000]. I processi che guidano le caratteristiche troposferiche tropicali evidenti nella Tavola 1 e nelle Figure 3-4 restano da determinare, ma il ritardo tra le regioni extratropicali e tropicali suggerisce che potrebbero riflettere dinamiche associate a onde originarie dalle regioni extratropicali dell’NH.

3. L’NAO COME UNA MODALITÀ ANNUALE

Come osservato all’inizio della sezione precedente e in Stephenson et al. [questo volume], il NAM è stato ampiamente considerato come una struttura fondamentalmente zonalmente asimmetrica, cioè un modello che deve la sua esistenza a sorgenti regionali di calore e momento. La variabilità da mese a mese del NAM è stata interpretata come un riflesso delle dinamiche uniche al corridoio delle tempeste dell’Atlantico Nord. La variabilità decennale nel NAM è stata interpretata come una manifestazione delle interazioni accoppiate atmosfera/oceano nel settore dell’Atlantico Nord.

Di recente, è stato suggerito che il NAM rifletta processi dinamici che superano la geometria terra-mare e l’orografia di un particolare emisfero e, quindi, possa essere considerato come una modalità annulare analoga alla modalità principale di variabilità nella circolazione dell’Emisfero Sud (SH) [Thompson e Wallace, 1998; 2000]. In questo caso, il NAM favorirebbe fluttuazioni in fase nella circolazione atmosferica lungo i cerchi di latitudine non solo nel settore dell’Atlantico Nord, ma in gran parte dell’Emisfero Settentrionale (NH).

La prospettiva della “modalità annulare” non è unanimemente accettata dalla comunità di ricerca [ad esempio, vedi Kerr, 1999]. Di conseguenza, ha sollevato un dibattito sulla nostra comprensione fondamentale di quello che è probabilmente il modello più importante di variabilità climatica dell’NH. Il dibattito si concentra su tre prospettive diverse, ognuna delle quali definisce un modo unico di interpretare l’identità del NAM:

1. la “prospettiva storica”, in cui il NAM riflette dinamiche uniche al settore dell’Atlantico Nord;
2. la “prospettiva della modalità annulare”, in cui il NAM è visto come l’analogo NH della modalità annulare dell’SH, e entrambe le modalità annulari sono considerate organizzatrici della variabilità extratropicale su scala emisferica;
3. la “prospettiva regionale”, in cui l’analogia tra il NAM e il SAM è riconosciuta, ma le modalità annulari sono considerate come artefatti statistici delle dinamiche dei corridoi delle tempeste locali.

In questa sezione, presentiamo gli argomenti principali a sostegno della prospettiva della modalità annulare rispetto alla prospettiva storica, riassumiamo gli argomenti principali a favore della prospettiva regionale e discutiamo il motivo per cui la scelta della prospettiva è importante. Iniziamo con una breve rassegna storica dei modelli di variabilità zonalmente simmetrici.

La Figura 3 mostra la relazione tra il flusso zonale medio zonale a 200 hPa e l’indice NAM (Northern Annular Mode) standardizzato giornaliero, basata su dati statistici di regressione. Ecco una spiegazione più dettagliata:

• Flusso Zonale a 200 hPa: Il termine “zonale” si riferisce alla direzione ovest-est (lungo i paralleli), e 200 hPa si riferisce alla pressione atmosferica a un’altitudine dove si formano spesso i getti a getto. Il flusso zonale in questo contesto è la velocità del vento a questa altitudine.
• Regressione sull’indice NAM: L’analisi di regressione è stata utilizzata per determinare come le variazioni nell’indice NAM influenzano il flusso zonale a 200 hPa. L’indice NAM è una misura delle variazioni di pressione atmosferica alle latitudini settentrionali e può influenzare significativamente il clima nelle regioni extratropicali.
• Lag (Giorni): Il ritardo temporale (lag) rappresentato sull’asse verticale indica la differenza di tempo tra le variazioni nell’indice NAM e la loro apparente influenza sul flusso zonale. Lag positivi indicano che i cambiamenti nel flusso zonale seguono quelli dell’indice NAM, mentre lag negativi indicano che i cambiamenti nel flusso zonale precedono quelli dell’indice NAM.
• Contorni e Ombreggiature: I contorni rappresentano incrementi di 0.2 m/s nella velocità del flusso zonale, con valori critici specifici a -0.3, -0.1, e 0.1 m/s. Le ombreggiature indicano dove la correlazione è abbastanza forte da superare la soglia di +/-0.2 m/s

.

• Valori del Contorno: I contorni rappresentano la velocità del vento in metri al secondo (m/s). La velocità viene incrementata di 0.2 m/s per ogni contorno, con valori specifici che sono stati evidenziati per le anomalie significative. Questo aiuta a visualizzare l’intensità e la direzione del flusso zonale in relazione ai cambiamenti dell’indice NAM.
• Correlazione: Le aree con contorni continui mostrano dove c’è una correlazione positiva tra il flusso zonale e l’indice NAM, il che significa che quando l’indice NAM aumenta, anche il flusso zonale tende ad aumentare. Al contrario, le aree con contorni tratteggiati indicano una correlazione negativa, dove un aumento dell’indice NAM è associato a una diminuzione del flusso zonale.

La figura è una rappresentazione visiva che sintetizza i risultati di una regressione statistica per comprendere come l’indice NAM, che caratterizza la variabilità del clima alle alte latitudini, possa essere associato a cambiamenti nella velocità del vento nella parte media della troposfera (a 200 hPa). Le implicazioni di questa analisi sono importanti per la meteorologia e la climatologia, in quanto consentono di comprendere come le variazioni a livello della stratosfera possano avere effetti sul clima e sul tempo atmosferico alla superficie, influenzando potenzialmente fenomeni meteorologici come tempeste, ondate di calore o freddo, e altri pattern meteorologici.

La Figura 4 contiene quattro pannelli che descrivono la relazione tra il flusso zonale medio zonale, la circolazione meridionale media e la temperatura zonale media con l’indice NAM, utilizzando una regressione statistica basata su dati climatici.

Pannelli Superiori:

• A Sinistra: Il pannello superiore sinistro mostra i contorni che rappresentano il flusso zonale medio zonale (Uwnd) a varie altitudini (espresse in hPa sul lato sinistro dell’asse verticale) e latitudini (espresse sul lato inferiore dell’asse orizzontale). I vettori rappresentano la circolazione meridionale media, che include sia il componente del vento meridionale (nord-sud) sia il componente verticale (su-giù). Questi vettori e contorni sono regrediti sull’indice NAM giornaliero standardizzato per il periodo di gennaio a marzo dal 1979 al 1999.
• A Destra: Il pannello superiore destro illustra la temperatura media zonale (contorni) regredita sull’indice NAM. I contorni seguono gli stessi intervalli di quelli per il vento zonale, ma sono espressi in gradi Kelvin (K) per la temperatura.

Pannelli Inferiori:

• A Sinistra: Il pannello inferiore sinistro è simile al pannello superiore sinistro, ma i dati sono stati ritardati di 14 giorni rispetto all’indice NAM. Questo mostra come le condizioni iniziali dell’indice NAM si correlino con il flusso zonale e la circolazione meridionale dopo un periodo di due settimane.
• A Destra: Il pannello inferiore destro segue il pannello superiore destro ma anch’esso ritarda di 14 giorni, mostrando l’impatto ritardato dell’indice NAM sulla temperatura media zonale.

I contorni nei pannelli per il vento zonale hanno intervalli di 0.5 m/s con valori critici evidenziati a -0.75, -0.25, e 0.25 m/s. Per la temperatura, gli intervalli di contorno sono di 0.2K con valori critici a -0.3, -0.1, e 0.1K. I vettori rappresentano la velocità e la direzione della circolazione meridionale in metri al secondo per la componente orizzontale e in centimetri al secondo per quella verticale, la cui scala è riportata nella parte inferiore della figura. Le zone ombreggiate in ogni pannello identificano le correlazioni che sono statisticamente significative al di sopra del 95% di livello di confidenza basato sulla statistica t, indicando una forte relazione tra l’indice NAM e le variabili meteorologiche in questione.

In sintesi, la figura visualizza la maniera in cui le variazioni nell’indice NAM possono essere associate a cambiamenti nella struttura della circolazione atmosferica e nella distribuzione della temperatura. Questo tipo di analisi è fondamentale per comprendere i meccanismi alla base della variabilità climatica e meteorologica e per la previsione degli impatti potenziali sul tempo atmosferico e sul clima. Le correlazioni significative mostrate in ombreggiatura forniscono ulteriori prove di tali associazioni. Questa analisi avanzata aiuta a delineare i possibili ritardi temporali (come indicato dai lag di +14 giorni nei pannelli inferiori) tra le fluttuazioni dell’indice NAM e le loro manifestazioni nella dinamica atmosferica, essenziali per la comprensione dei pattern climatici su scala globale.

3.1. Una Breve Storia delle Modalità di Variabilità Zonalmente Simmetriche

L’interesse nei modelli di variabilità zonalmente simmetrici nella circolazione dell’Emisfero Settentrionale (NH) risale almeno alla fine degli anni ’30, quando C. G. Rossby e i suoi collaboratori al Massachusetts Institute of Technology postularono che le posizioni dei centri d’azione semipermanenti invernali del NH dipendevano dall’intensità della circolazione zonalmente simmetrica [Rossby, 1939]. Rossby notò che la longitudine della Bassa delle Aleutine era fortemente correlata con la differenza media di pressione tra i 35°N e i 55°N (cioè, la forza del vento zonale lungo i 45°N) durante l’inverno del 1938-39. Il fatto che la posizione della Bassa delle Aleutine fosse in ritardo rispetto al vento zonale a 45°N fu citato come prova che la forza della circolazione zonale influenzava lo spostamento dei centri d’azione dipendenti dalla longitudine.

Willett [1948] e Rossby e Willett [1948] attribuirono questa variabilità a un fenomeno fisico distintivo, in cui la variabilità climatica a bassa frequenza della circolazione del NH è caratterizzata da fluttuazioni tra due stati climatici discreti, definiti sulla base del gradiente di pressione meridionale tra i 35°N e i 55°N. Lo stato di basso indice (flusso zonale debole lungo i 45°N) era definito da un esteso vortice polare e da una pronunciata baroclinicità alle medie latitudini; lo stato di alto indice da un vortice polare contratto e una pronunciata baroclinicità alle alte latitudini.

Un’interpretazione leggermente diversa della variabilità zonalmente simmetrica fu proposta da Lorenz [1951]. Esaminando le statistiche di correlazione tra la pressione media zonale a livello del mare (SLP) a varie latitudini in tutto l’emisfero, Lorenz concluse che la modalità dominante di variabilità della circolazione zonalmente simmetrica corrispondeva, non al vento zonale medio lungo i 45°N, ma al vento zonale medio lungo i 55°N. Una conclusione simile fu raggiunta da Namias [1950], che propose che la modalità principale di variabilità nella circolazione zonale media fosse caratterizzata, in realtà, da spostamenti meridionali nella forza del flusso zonale tra circa 35°N e 55°N. Tuttavia, a differenza di Lorenz, Namias sosteneva che le fluttuazioni nella circolazione zonale fossero indicative di un fenomeno fisico con comportamento ciclico: il cosiddetto “ciclo dell’indice zonale”.

A causa del suo presunto comportamento ciclico, il “ciclo dell’indice zonale” nel flusso zonale medio era ritenuto utile per le previsioni meteorologiche a lungo termine. Namias teorizzò che la transizione dallo stato ad alto indice (vortice polare contratto) a quello a basso indice (vortice polare esteso) si verificherebbe quando si verificasse la ciclogenesi simultaneamente in settori in tutto l’emisfero. Namias sosteneva che i flussi anomali di vorticità verso l’equatore e l’avvezione di aria fredda sposterebbero la zona baroclinica e il massimo del vento zonale verso l’equatore, portando allo stato a basso indice. La transizione dallo stato a basso indice a quello ad alto indice sarebbe stata poi realizzata attraverso il ripristino della baroclinicità ad alte latitudini mediante riscaldamento diabatico e l’indebolimento delle anomalie del vento zonale a basse latitudini attraverso la dissipazione per attrito. Tuttavia, quando questo comportamento ciclico e il coordinamento dei sistemi meteorologici dell’NH a longitudini ampiamente separate non si manifestarono nei dati osservativi, il paradigma dell’indice zonale fu in gran parte abbandonato.

Con la diminuzione dell’interesse per il ciclo dell’indice zonale dell’NH, sia la ricerca osservativa che teorica sulla variabilità climatica su larga scala nell’NH si concentrarono sempre più su strutture ondulate nel campo dell’altezza geopotenziale della media troposfera, denominate modelli di teleconnessione [ad esempio, van Loon e Rogers, 1978; Hoskins e Karoly, 1981; Wallace e Gutzler, 1981; Barnston e Livezey, 1987]. A differenza dell’indice zonale, questi modelli erano considerati dovuti a fonti zonalmente asimmetriche di calore e/o momento. Tra i numerosi modelli di teleconnessione documentati nella letteratura [vedi Wallace e Gutzler, 1981; Barnston e Livezey, 1987 per un’analisi dei modelli di teleconnessione], due sono stati ampiamente riconosciuti come i principali modelli di variabilità nella circolazione extratropicale dell’NH [ad esempio, Kushnir e Wallace, 1987]: il modello Pacifico Nord-America e l’NAO.

3.2. La Riemersione del Paradigma dell’Indice Zonale

La prospettiva della modalità anulare dell’Emisfero Settentrionale (NH) suggerisce che l’NAO non sia un modello di “teleconnessione” regionale, ma piuttosto l’espressione di un modello zonalmente simmetrico che ricorda la struttura analizzata da Rossby, Willett, Lorenz e Namias nell’NH [Thompson e Wallace, 1998; 2000; Wallace, 2000]. Gli argomenti principali a favore della prospettiva della modalità annulare rispetto alla visione che l’NAO rifletta dinamiche uniche nel corridoio delle tempeste dell’Atlantico Nord includono: • La struttura del NAM è praticamente identica a quella della modalità anulare ampiamente riconosciuta dell’Emisfero Sud (SH), come documentato nella sezione precedente. • La componente zonalmente simmetrica del NAM è evidente nelle principali funzioni ortogonali empiriche (EOF) dei campi di altezza geopotenziale zonalmente variabili e del vento zonale a vari livelli nella troposfera e stratosfera. La Figura 5 mostra le anomalie di altezza geopotenziale a vari livelli della troposfera regresse sui valori di gennaio-febbraio-marzo (JFM) dell’indice NAM (pannelli di sinistra), la serie temporale principale del PC calcolata per il corrispondente campo di altezza geopotenziale zonalmente variabile bidimensionale (pannelli centrali) e la serie temporale principale del PC calcolata per il corrispondente campo di vento zonale zonalmente variabile bidimensionale (pannelli di destra). I modelli della media troposfera nella Figura 5 sono più ondulati rispetto alle loro controparti della bassa troposfera. Comunque, a ogni livello, la modalità principale di variabilità della circolazione zonalmente variabile mostra chiaramente una forte somiglianza con la corrispondente firma della modalità annulare. Baldwin e Dunkerton [2001] hanno dimostrato che il NAM è evidente nelle principali EOF della circolazione zonalmente variabile fino a 0,3 hPa nella bassa mesosfera, e Thompson e Wallace [2000] hanno notato che il NAM emerge come la principale EOF della circolazione media zonale dalla superficie alla bassa stratosfera. • Le firme delle modalità annulari si riflettono nei profili meridionali della varianza mensile della pressione a livello del mare (SLP) media zonale e nella componente zonale del vento geostrofico dalla superficie all’alta troposfera.

In assenza di una modalità di variabilità che organizza il flusso zonalmente simmetrico, ci si aspetterebbe che la varianza rms della media mensile del campo della pressione a livello del mare (SLP) media zonale aumentasse monotonicamente con la latitudine man mano che ci si allontana dall’equatore. Questo è dovuto al fatto che: 1) il gradiente meridionale di pressione è direttamente correlato al parametro di Coriolis, f, che aumenta con la latitudine; 2) la varianza temporale di una quantità media su un’area dovrebbe aumentare man mano che l’area di mediazione diminuisce, come avviene nelle medie zonali a latitudini sempre più elevate. Dalla Figura 6, è evidente che la varianza rms della SLP media zonale non aumenta monotonicamente con la latitudine, ma presenta spalle ben definite vicino ai 45° di latitudine in entrambi gli emisferi [pannello inferiore; una “spalla” simile è stata anche notata da Lorenz, 1951]. In linea con questa caratteristica, la varianza rms del campo del vento zonale medio zonale mostra massimi distinti in tutta la profondità della troposfera intorno ai 30-40° e 55-60° di latitudine in entrambi gli emisferi (pannelli superiori). Durante la stagione fredda dell’NH da novembre ad aprile (pannello centrale), i massimi di varianza dell’NH sono più pronunciati e vi è un massimo di varianza distintivo nei tropici centrato intorno ai 10°S.

• Negli ultimi decenni si è osservata una tendenza nella modalità in questione, riflessa sia nel PC principale della SLP dell’NH (ovvero l’indice NAM; vedi Figura 7) sia negli indici basati sui dati delle stazioni dell’Atlantico Nord [ad esempio, l’indice NAO come utilizzato in Hurrell, 1995a]. Tuttavia, la scala emisferica dei recenti trend climatici è meglio rappresentata dalle regressioni basate sull’indice NAM emisferico piuttosto che dalle regressioni basate sui dati delle stazioni dell’Atlantico Nord [ad esempio, vedi Thompson e Wallace, 1998]: i trend della temperatura dell’aria superficiale eurasiatica si estendono fino al lago Baikal [IPCC, 2001], e la pressione a livello del mare è diminuita in tutto il bacino artico [Walsh et al., 1996]. Non è chiaro perché la variabilità decennale nel NAM dovrebbe avere un’ampiezza così pronunciata in tutto l’emisfero se fosse, in effetti, un modello di variabilità confinato al settore dell’Atlantico Nord.

• La modalità principale di variabilità della circolazione stratosferica zonalmente variabile assomiglia più a una struttura zonalmente simmetrica a livello della superficie che a un modello limitato al settore dell’Atlantico Nord, sebbene la firma superficiale di questo accoppiamento abbia la maggiore ampiezza nella metà dell’emisfero dell’Atlantico Nord [Thompson et al., 2000; Baldwin e Dunkerton, 1999]. • Le variazioni nel NAM si riflettono nella frequenza di occorrenza di blocchi e irruzioni di aria fredda non solo nella metà atlantica dell’emisfero, ma anche nella metà del Pacifico [Thompson e Wallace, 2001].

La Figura 5 rappresenta una serie di analisi regressioni in cui vengono esplorate le relazioni tra l’indice NAM (Northern Annular Mode) e altre variabili atmosferiche durante i mesi invernali (gennaio, febbraio e marzo).

Colonna di Sinistra (NAM): I pannelli mostrano le altezze geopotenziali medie mensili regredite sull’indice NAM per diversi livelli di pressione atmosferica. Le altezze geopotenziali sono correlate all’indice NAM, che è un indicatore delle variazioni di pressione a latitudini settentrionali e può influenzare significativamente il clima nelle regioni extratropicali. Ogni pannello corrisponde a un diverso livello di pressione: 1000 hPa (vicino alla superficie), 850 hPa, 500 hPa (a metà della troposfera) e 250 hPa (vicino al livello del jet stream).

Colonna Centrale (Z Pc1): In questi pannelli, le regressioni sono basate sulla serie temporale della componente principale standardizzata (Pc1) dell’altezza geopotenziale che varia zonalmente. La Pc1 qui rappresenta il primo modo principale di variabilità nell’altezza geopotenziale, mostrando il pattern più dominante catturato dall’analisi delle componenti principali a ciascun livello di pressione. I valori nell’angolo in alto a destra indicano la percentuale di varianza spiegata da questa componente, suggerendo quanto sia significativa nella rappresentazione della variabilità totale a quel particolare livello.

Colonna di Destra (U Pc1): Simile alla colonna centrale, questi pannelli mostrano la regressione sulla prima componente principale standardizzata per il campo del vento zonale. Anche in questo caso, la Pc1 riflette il primo modo principale di variabilità nel campo del vento zonale, e la percentuale di varianza spiegata aiuta a capire l’importanza di questo modo nella variabilità totale del vento a quei livelli.

Contorni e Ombreggiature: I contorni in tutti i pannelli rappresentano le anomalie nelle altezze geopotenziali e nei campi del vento zonale. L’intervallo dei contorni è di 10 metri per i livelli di 1000 e 850 hPa e di 15 metri per i livelli di 500 e 250 hPa. Le aree ombreggiate in ogni pannello suggeriscono le regioni dove le regressioni sono statisticamente significative e superano un certo livello di confidenza, indicando una forte relazione tra l’indice NAM e le misurazioni del vento e dell’altezza geopotenziale a quel livello.

Questa figura fornisce una visualizzazione della strutt ura tridimensionale dell’influenza dell’indice NAM sull’atmosfera. Le mappe di regressione sono uno strumento utile per evidenziare come le variazioni dell’indice NAM si manifestino in termini di cambiamenti di pressione (rappresentati dalle altezze geopotenziali) e movimenti del vento (rappresentati dal vento zonale) in tutta la colonna atmosferica. Queste relazioni sono particolarmente rilevanti per comprendere e prevedere fenomeni meteorologici a scala sinottica e per la modellazione climatica. La figura è stata adattata da uno studio di Thompson del 2000, che ha fornito una comprensione fondamentale delle dinamiche atmosferiche legate al NAM.

La Figura 6 presenta un’analisi della variabilità del vento zonale e della pressione superficiale in funzione della latitudine, utilizzando la deviazione standard come misura della variabilità.

Pannelli Superiore e Medio (Vento Zonale):

• I pannelli superiore e medio rappresentano la deviazione standard del vento zonale medio (la componente del vento diretta da ovest verso est) a diverse altezze nell’atmosfera (espressa in hPa sull’asse verticale) e a diverse latitudini (espressa da 60°S a 60°N sull’asse orizzontale).
• Il pannello superiore mostra la variabilità del vento zonale per tutti i mesi dell’anno, basata su anomalie medie mensili dal 1979 al 1997.
• Il pannello medio mostra la variabilità del vento zonale per i mesi da novembre ad aprile, evidenziando la stagione invernale e primaverile nell’emisfero nord, che può essere soggetta a dinamiche atmosferiche diverse rispetto al resto dell’anno.
• I contorni nei pannelli sono a intervalli di 0.4 m/s, con i valori più alti indicanti aree di maggiore variabilità del vento.

Pannello Inferiore (Pressione Superficiale):

• Il grafico inferiore illustra la deviazione standard della pressione al livello del mare zonale media (SLP) in funzione della latitudine.
• La linea continua rappresenta la deviazione standard per tutti i mesi, mentre la linea tratteggiata rappresenta la deviazione standard specificamente per i mesi da novembre ad aprile, che comprende la stagione invernale e parte di quella primaverile nell’emisfero nord.
• L’asse verticale mostra la deviazione standard della SLP in hPa, e le tacche indicano intervalli di 1 hPa.

Interpretazione dettagliata:

• Nei pannelli superiore e medio, l’aumento della deviazione standard con l’aumento della latitudine, specialmente nelle latitudini medie e alte, indica una maggiore variabilità del vento zonale in queste regioni. Ciò può riflettere la presenza di dinamiche atmosferiche come il jet stream e i grandi sistemi di bassa pressione che sono tipici di queste latitudini.
• La variabilità maggiore durante i mesi invernali e primaverili (pannello medio e linea tratteggiata nel pannello inferiore) suggerisce che queste stagioni sono caratterizzate da una maggiore attività atmosferica, che può includere frequenti passaggi di fronti meteorologici e tempeste.
• Nel pannello inferiore, l’andamento della deviazione standard della SLP mostra un picco nelle latitudini medie, dove si verificano tipicamente i sistemi di bassa e alta pressione che influenzano il tempo atmosferico.

In sintesi, la figura fornisce una rappresentazione della variabilità meteorologica e climatica in termini di vento zonale e pressione superficiale, e come questa variabilità possa essere stagionalmente dipendente. Questo tipo di informazione è cruciale per i climatologi e meteorologi per comprendere e prevedere i modelli di circolazione atmosferica e i loro effetti sul clima a scala globale. La figura è stata adattata da uno studio di Thompson del 2000, il quale ha investigato la variabilità climatica utilizzando dati storici, contribuendo a formare la base per la nostra attuale comprensione delle dinamiche climatiche.

3.3. Il Caso per la Prospettiva Regionale

Gli argomenti esposti precedentemente suggeriscono che la North Atlantic Oscillation (NAM) rifletta dinamiche che trascendono il settore del Nord Atlantico, che avverrebbero anche in assenza dell’oceano Atlantico settentrionale, e che sono analoghe a quelle che guidano la principale modalità di variabilità nell’Emisfero Sud (SH). Tuttavia, le prove esposte sopra non dimostrano necessariamente che la NAM (o il Southern Annular Mode, SAM) orchestri la variabilità su scala emisferica. L’assenza di tali prove motiva la prospettiva regionale.

La prospettiva regionale riconosce che la NAM è l’analogo nell’Emisfero Nord (NH) del SAM, e accetta anche che la NAM rifletta dinamiche che si verificherebbero in assenza della geometria terra-mare dell’NH. Tuttavia, la prospettiva regionale non accetta che le modalità annulari siano accompagnate da fluttuazioni in fase lungo i cerchi di latitudine, come sostenuto dalla prospettiva della modalità annulare. In sostanza, la prospettiva regionale sostiene che le modalità annulari siano artefatti statistici di dinamiche che si verificano localmente.

L’osservazione principale a sostegno della prospettiva regionale è l’assenza di correlazioni significative tra la variabilità a longitudini geografiche molto distanti nelle medie latitudini dell’NH. Ad esempio, Deser [2000] ha scoperto che il centro d’azione artico della NAM è significativamente correlato sia con i centri d’azione dell’Atlantico che del Pacifico, ma che il centro dell’Atlantico non è significativamente correlato con quello del Pacifico. Di conseguenza, il modello completo della NAM non è evidente nelle mappe di teleconnessione (mappe basate su correlazioni un punto) basate su dati di Pressione al Livello del Mare (SLP) per punti situati nei settori dell’Atlantico Nord e del Pacifico Nord a circa 45°N.

La prospettiva regionale mette anche in discussione la dipendenza della prospettiva della modalità annulare sull’analisi delle Funzioni Ortogonali Empiriche (EOF). Le EOF sono costruzioni matematiche progettate per massimizzare la quantità di varianza catturata da un singolo modello spaziale; non corrispondono necessariamente a strutture fisicamente significative. Ambaum et al. [2001] e Dommenget e Latif [2002] hanno esaminato modelli statistici idealizzati della circolazione dell’NH in cui la variabilità nei settori modello del Pacifico e dell’Atlantico era vincolata ad essere linearmente indipendente. Entrambi hanno scoperto che le principali EOF in questi scenari idealizzati corrispondevano a strutture annulari che suggeriscono fluttuazioni in fase tra i settori atlantico e pacifico idealizzati, nonostante il fatto che questi settori fossero stati costruiti come incorrelati.

Ambaum et al. [2001] hanno inoltre osservato che la climatologia sulla quale si sovrappone la variabilità del NAM è fortemente asimmetrica zonalmente: anomalie positive nel NAM corrispondono a un rafforzamento del getto azionato dai vortici nell’Atlantico Nord, ma a un indebolimento del getto subtropicale nel settore del Pacifico.

Vi sono due principali osservazioni che si contrappongono all’asserzione della prospettiva regionale, secondo cui le modalità annulari non orchestrano la variabilità su scala emisferica. In primo luogo, mentre le correlazioni tra anomalie dell’altezza geopotenziale a longitudini molto separate sono deboli alle medie latitudini, esse sono forti alle latitudini polari. Ad esempio, le mappe di correlazione basate su un singolo punto, che utilizzano anomalie dell’altezza geopotenziale ai punti di griglia a nord di circa 60° di latitudine, producono correlazioni con segno simile in tutto il cappello polare [vedi, per esempio, Ambaum et al., 2001 per la mappa di correlazione basata su un punto di riferimento vicino all’Islanda]. Pertanto, il centro d’azione ad alta latitudine della modalità annulare varia in fase in tutte le longitudini su scale temporali mensili.

In secondo luogo, come notato in Wallace e Thompson [2002], la mancanza osservata di correlazioni tra i settori Pacifico e Atlantico è completamente coerente con la presenza di una modalità zonalmente simmetrica, se è presente una seconda modalità che favorisce correlazioni in opposizione di fase tra questi due settori. Hanno suggerito che il pattern Pacific-North America (PNA) favorisce tali correlazioni negative. In particolare, hanno osservato che il pattern PNA, definito sulla base del secondo componente principale (PC) della pressione al livello del mare (SLP), favorisce anomalie dell’altezza geopotenziale di segno opposto nei settori del Pacifico Nord e dell’Atlantico Nord (Figura 8, pannelli sinistri). Come prova della base fisica di questo secondo PC, hanno dimostrato che una struttura simile emerge nelle mappe di regressione basate su un singolo punto dell’altezza geopotenziale del Pacifico Nord (Figura 8, pannelli destri). Dopo aver regredito linearmente il pattern PNA dai dati SLP, Wallace e Thompson [2002] hanno osservato che le correlazioni tra i settori Atlantico e Pacifico sono positive e altamente significative (r > 0.6). Hanno dedotto che un ragionamento simile si applica al modello statistico idealizzato proposto da Ambaum et al. [2001].

la Figura 7 mostra la variazione temporale dell’indice NAM (Northern Annular Mode) durante i mesi invernali di gennaio, febbraio e marzo (JFM) per un periodo che copre circa un secolo, dal 1900 fino agli anni 2000. L’indice NAM è stato calcolato sulla base dei dati di pressione al livello del mare e standardizzato, il che significa che i valori sono stati trasformati in deviazioni standard rispetto alla media del periodo in esame.

**Dettagli della figura:**

• Linee Chiare (Leggere): Mostrano le medie stagionali JFM di ogni anno, permettendo di osservare la variabilità interannuale dell’indice NAM.
• Linee Scure (Pesanti): Rappresentano le medie mobili su 5 anni, che sono utilizzate per lisciare le fluttuazioni a breve termine e mettere in risalto le tendenze a lungo termine nell’indice. Questo aiuta a identificare cicli o pattern più lunghi che potrebbero non essere evidenti dai dati annuali.
• Asse Verticale (Deviazioni Standard): Le deviazioni standard sono utilizzate per quantificare la variabilità dell’indice NAM rispetto alla sua media di lungo periodo. Ogni tacca sull’asse verticale rappresenta una deviazione standard completa dalla media.
• Asse Orizzontale (Anno): Il periodo temporale è segnato dall’anno 1900 fino agli inizi del 2000, fornendo un secolo di dati.

Interpretazione Scientifica:

La variabilità dell’indice NAM è importante perché è correlata con cambiamenti significativi nelle condizioni meteorologiche e climatiche delle latitudini settentrionali. Un valore elevato dell’indice NAM (sopra lo 0) è associato a un forte vortice polare e generalmente a condizioni meteorologiche più stabili e fredde nelle regioni polari, con possibili impatti sul clima temperato, come inverni più freddi e secchi. Al contrario, un valore basso dell’indice NAM (sotto lo 0) corrisponde a un vortice polare più debole e può essere associato a condizioni climatiche più miti e umide nelle regioni temperate, a volte portando a inverni più caldi.

La figura, adattata da uno studio di Thompson et al. [2000], è uno strumento utile per analizzare le tendenze storiche e valutare la variabilità climatica. Le variazioni nell’indice NAM possono essere collegate a cambiamenti nei modelli di circolazione atmosferica che influenzano il tempo meteorologico, come le ondate di freddo o caldo e le precipitazioni in diverse parti del mondo. La comprensione di questi pattern è essenziale per la ricerca climatologica e per la capacità di prevedere gli eventi meteorologici e le loro possibili conseguenze.

3.4. Perché la Scelta della Prospettiva È Importante?

Anche se il dibattito su quale prospettiva descriva più accuratamente il NAM rimane irrisolto, è utile considerare perché la scelta della prospettiva sia importante [si veda Wallace, 2000 per una discussione dettagliata su questo tema]. Ad esempio, la scelta della prospettiva ha implicazioni per i processi dinamici sottostanti che si ritiene diano origine a una variabilità simile al NAM. La prospettiva storica suggerisce che la variabilità climatica nell’Emisfero Nord (NH) avviene su scale regionali, non emisferiche, e che le dinamiche del NAM sono specifiche del corridoio delle tempeste del Nord Atlantico. In questo caso, il NAM è spesso interpretato come un indicatore delle interazioni accoppiate tra oceano e atmosfera nel settore dell’Atlantico Nord [per esempio, Grotzner et al., 1998; Rodwell et al., 1999].

Sia la prospettiva annulare che quella regionale suggeriscono che il NAM sia guidato da interazioni locali onda-flusso medio, che ricordano le dinamiche che dominano la variabilità extratropicale nell’atmosfera dell’Emisfero Sud (SH). Tuttavia, mentre la prospettiva regionale implica che le dinamiche locali dei corridoi delle tempeste siano principalmente accoppiate con la circolazione locale [ad esempio, come documentato nelle relazioni di Lau, 1988], la prospettiva della modalità annulare suggerisce che la circolazione su scala emisferica giochi un ruolo importante nell’organizzare l’attività locale dei vortici, presumibilmente attraverso feedback positivi tra il flusso medio zonale e le perturbazioni delle onde transienti [per esempio, Lorenz e Hartmann, 2001; 2002].

La scelta della prospettiva ha anche implicazioni per l’accoppiamento tra le circolazioni estratroposferiche ed estratosferiche. La prospettiva regionale suggerisce che l’accoppiamento osservato tra la stratosfera e la troposfera sia realizzato attraverso un modello ondulatorio distintivo nella troposfera media. In contrasto, la prospettiva della modalità annulare suggerisce che l’accoppiamento sia intrinseco alla dinamica stessa del vortice polare zonalmente simmetrico, cioè che i processi dinamici ai livelli stratosferici possano influenzare la forza del vortice polare nell’intera profondità della troposfera tramite gli effetti combinati di una circolazione meridionale media indotta termicamente indiretta, analoga alla cella di Ferrell, e cambiamenti indotti nei flussi eddici polari del momento zonale a livelli intermedi.

I meccanismi contrastanti implicati dalla scelta della prospettiva sottolineano il fatto che i processi fisici fondamentali che stanno alla base del NAM sono poco compresi. Nella sezione successiva, esamineremo questi processi fondamentali in modo più dettagliato. La discussione esplora questioni di ricerca pertinenti indipendentemente dalla prospettiva che si adotta.

La Figura 8 rappresenta due insiemi di mappe di regressione che mettono in correlazione l’altezza geopotenziale a 500 hPa e il campo della pressione al livello del mare (SLP) con due diverse serie temporali standardizzate.

Colonna di Sinistra (Regressions on PC2 of SLP):

• Le mappe mostrano come il secondo componente principale (PC2) della variabilità della pressione al livello del mare nell’emisfero nord influenzi la configurazione del campo di altezza a 500 hPa (alto) e il campo di SLP (basso).
• La PC2 è un pattern di variabilità identificato tramite un’analisi delle componenti principali, che riduce la complessità dei dati multivariati estraendo i modelli più importanti di variazione.
• I contorni rappresentano l’intensità e la direzione (positiva o negativa) dell’altezza geopotenziale o della pressione al livello del mare associata a variazioni in PC2. I contorni negativi sono indicati con linee tratteggiate.

Colonna di Destra (One-point regression maps):

• Queste mappe di regressione sono basate su valori standardizzati di SLP misurati in un punto geografico specifico, indicato come punto P. Questo tipo di analisi mostra l’impatto che le variazioni di pressione in un singolo punto possono avere sul campo di pressione o altezza a scala più ampia.
• Come nella colonna di sinistra, i contorni rappresentano variazioni nell’altezza geopotenziale o nella pressione al livello del mare e sono disegnati con intervalli di 10 metri.

Interpretazione Scientifica: Le mappe di regressione sono utilizzate per comprendere come specifici modi di variabilità (come rappresentato dalla PC2) si manifestano spazialmente nell’atmosfera. La PC2 potrebbe rappresentare un pattern di oscillazione noto, come l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) o l’Oscillazione Artica (AO), che ha effetti ampi sul clima dell’emisfero nord.

L’analisi di regressione in un singolo punto (mappe di destra) è utile per valutare come le fluttuazioni di pressione in una località influenzino il sistema atmosferico più ampio. Questo è particolarmente importante per comprendere i fenomeni teleconnettivi, dove i cambiamenti atmosferici in una regione possono avere effetti a distanza su altre parti del globo.

In sintesi, la Figura 8 illustra le associazioni tra la variazione in una misura ridotta (PC2 o SLP in un punto) e l’intero campo atmosferico, che è fondamentale per la comprensione delle dinamiche del clima a grande scala. Queste associazioni possono aiutare a spiegare e prevedere gli effetti di larga scala di specifici cambiamenti di pressione, fornendo intuizioni per la modellazione climatica e meteorologica. La figura è stata adattata da uno studio di Wallace e Thompson del 2002, che esamina queste connessioni complesse all’interno del sistema climatico.

4. Dinamiche Troposferiche

Al momento della redazione di questo scritto, non esiste un chiaro consenso riguardo ai processi che regolano l’esistenza delle modalità annulari. L’ubiquità delle modalità annulari non solo nell’emisfero extratropicale meridionale (SH) [ad esempio, Karoly, 1990; Hartmann, 1995; Hartmann e Lo, 1998; Kidson e Watterson, 1999; Limpasuvan e Hartmann, 1999; 2000; Lorenz e Hartmann, 2001], ma anche in modelli semplici a due strati [Robinson, 1991; 1994; 1996; Lee e Feldstein, 1996], simulazioni numeriche multistrato con condizioni al contorno zonalmente simmetriche [James e James, 1992; Yu e Hartmann, 1993; Feldstein e Lee, 1996], e modelli di circolazione generale con realistica geometria terra-mare [Fyfe et al., 1999; von Storch, 1999; Shindell et al., 1999; 2001; Yamazaki e Shinya, 2000] attesta la robustezza del processo dinamico al quale devono la loro esistenza. Tuttavia, quali processi fondamentali governano l’ampiezza, la scala meridionale e la struttura zonale delle modalità annulari rimane un tema aperto al dibattito.

Ciò che è chiaro è che la variabilità simile a quella delle modalità annulari richiede il trasporto di momento indotto dalle onde. Ad esempio, consideriamo l’equazione del momento zonale medio quasi-geostrofico su un piano beta [vedi, per esempio, Holton, 1992]:

dove u e v denotano rispettivamente il vento zonale e meridionale, f è il parametro di Coriolis, le parentesi quadre indicano la media zonale, e gli apostrofi le deviazioni dalla media zonale. I singoli termini in (1) possono essere interpretati come segue: il lato sinistro corrisponde all’accelerazione del vento zonale medio; il primo termine sul lato destro rappresenta la convergenza meridionale del momento delle onde zonali; il secondo termine sul lato destro è la forza di Coriolis agente sulla componente meridionale del flusso; e l’ultimo termine sul lato destro riguarda l’effetto dell’attrito nel limite planetario. Quando integrato verticalmente, il termine di Coriolis si annulla. Di conseguenza, trascurando l’attrito superficiale, il vento zonale medio estratropicale può essere accelerato solo attraverso la convergenza del flusso di momento eddico. Segue che le anomalie del vento zonale barotropico associate con le modalità annulari NH e SH, come mostrato nella Sezione 2, devono essere guidate dal primo termine sul lato destro in (1).

Le dinamiche che generano questo termine si riflettono nella variabilità temporale del flusso zonale e, di conseguenza, nell’indice della modalità annulare corrispondente. Nel caso dell’NH, la variabilità temporale della modalità annulare varia notevolmente tra troposfera e stratosfera. Nella troposfera, la variabilità temporale del NAM assomiglia a un processo di Markov di primo ordine con una scala temporale di decorrelazione di circa 10 giorni [Feldstein, 2000; 2002]. La breve scala temporale intrinseca del NAM nella troposfera è in linea con studi di modellazione idealizzata nei quali la variabilità simile al NAM è interamente guidata dai flussi di momento associati con eddies ad alta frequenza (cioè, di scala sinottica) [Robinson, 1991; 1994; 1996; Yu e Hartmann, 1993; Lee e Feldstein, 1996]. Poiché gli indici troposferici del NAM assomigliano a un processo di rumore rosso, la prevalenza del NAM su scale temporali da mese a mese e da stagione a stagione può essere interpretata come “rumore climatico” [per esempio, Leith, 1973; Madden, 1976]. In altre parole, la variabilità interannuale del NAM può semplicemente riflettere l’effetto aggregato di fluttuazioni a breve termine nella circolazione troposferica [vedi, per esempio, Stephenson et al., 2000].

La scala temporale intrinseca della variabilità simile al NAM nella stratosfera è considerevolmente più lunga di quella osservata nella troposfera, dell’ordine di diverse settimane. La maggiore durata della variabilità nella stratosfera riflette i diversi processi che perturbano il flusso zonale rispetto al suo stato medio. Mentre la variabilità troposferica del NAM è guidata dalle interazioni tra il flusso zonale e le onde barocliniche in rapida evoluzione, la variabilità stratosferica del NAM è guidata da interazioni relativamente più lente tra il flusso zonale e le onde a scala planetaria.

Le diverse scale temporali della variabilità simile al NAM nella troposfera e nella stratosfera sono evidenziate nella Tavola 2, che mostra i valori giornalieri dell’indice NAM calcolati a vari livelli nell’intera profondità della troposfera e della stratosfera inferiore durante l’inverno boreale del 1998/1999 (i dettagli del calcolo sono discussi nella Sezione 5). Nella troposfera, il NAM mostra chiaramente una variabilità su scale temporali inferiori al mese, con significativi cambiamenti di ampiezza del NAM evidenti da una settimana all’altra. Nella stratosfera, le anomalie di grande ampiezza nel NAM tendono a persistere per diverse settimane.

La discussione sopra suggerisce che il NAM possa essere visto come costituito da due fenomeni: un componente troposferico e uno stratosferico. Che il NAM troposferico esisterebbe in assenza del NAM stratosferico (e dell’oceano) è supportato dal fatto che le oscillazioni nel flusso zonale che ricordano il NAM sono chiaramente evidenti in una serie di modelli in cui la stratosfera è assente e in cui non ci sono dinamiche oceaniche prescritte [ad esempio, Robinson, 1991; 1992; 1994; 1996; Yu e Hartmann, 1993; Lee e Feldstein, 1996; Feldstein e Lee, 1996]. Che il NAM stratosferico esisterebbe in assenza del NAM troposferico è supportato dal fatto che oscillazioni simili alle modalità annulari sono evidenti nelle simulazioni numeriche della stratosfera senza una troposfera prescritta [ad esempio, Holton e Mass, 1976]. Pertanto, sebbene i componenti troposferico e stratosferico del NAM siano a volte accoppiati durante l’inverno dell’NH (come discusso nella Sezione 5), è evidente che il NAM troposferico e stratosferico esisterebbero in assenza l’uno dell’altro.In questa sezione, ci concentriamo sulle dinamiche che generano la variabilità nella componente troposferica del NAM sulla sua scala temporale intrinseca di circa 10 giorni; le dinamiche dell’accoppiamento tra le componenti troposferica e stratosferica del NAM sono discusse nella Sezione 5. Nella discussione seguente, ci focalizziamo su due questioni principali relative al NAM troposferico: 1) quali processi troposferici generano la variabilità simile al NAM durante l’inverno nell’NH? e 2) perché la variabilità nella componente troposferica del NAM è più pronunciata nel settore dell’Atlantico Nord?

4.1. Processi Troposferici su Scale Temporali Settimanali

Dato che la componente troposferica del NAM è caratterizzata da fluttuazioni fuori fase della forza del flusso zonale attorno ai 35° e 55°N [Sezione 2], ne consegue che una comprensione del NAM troposferico richiede una comprensione dei processi che guidano la variabilità nel flusso zonale extratropicale. Nell’Eq. (1), abbiamo esaminato la relazione tra il flusso zonale e la convergenza del flusso di momento eddico nella circolazione media zonale. Nel seguito, consideriamo la relazione tra i massimi locali della velocità del vento (definiti come “getti”) e le deviazioni asimmetriche zonalmente dal flusso medio temporale (definiti come “eddies transienti”).

Per questa discussione, presumiamo che la variabilità nel flusso zonale extratropicale possa essere divisa in due ampie categorie [ad esempio, Lee e Feldstein, 1996; Lorenz e Hartmann, 2001]: il vagabondaggio dei getti, in cui la latitudine del massimo del vento zonale locale mostra significativi spostamenti nord-sud; e la pulsazione dei getti, in cui il massimo locale della velocità del vento mostra un marcato rafforzamento e indebolimento senza cambiare latitudine. Entrambi i tipi di variabilità sono osservati nell’emisfero nord, ma l’ampiezza di ciascun tipo varia notevolmente in longitudine: nel settore dell’Atlantico Nord, la variabilità nel flusso zonale è caratterizzata sia dalla pulsazione che dal vagabondaggio del getto del fronte polare dell’Atlantico Nord; nel settore del Pacifico Nord, la variabilità nel flusso zonale è dominata dalla pulsazione dell’estremità a valle del getto Asia-Pacifico. Poiché il NAM abbraccia entrambi i settori, presumibilmente riflette entrambi questi processi.

Se il vagabondaggio o la pulsazione dei getti domina la variabilità del flusso zonale extratropicale dipende in gran parte dalla natura del getto locale. Ad esempio, i getti guidati termicamente trovati alle latitudini subtropicali sono caratterizzati da un forte flusso zonale e un pronunciato taglio verticale del vento. Poiché il taglio è maggiore lungo il getto subtropicale, si potrebbe aspettare che gli eddies baroclinici eccitati e organizzati dal getto ne aumentino la variabilità. Tuttavia, la forza e la definita nitidezza del getto sono accompagnate anche da un grande, ma limitato latitudinalmente, gradiente meridionale di vorticità potenziale (PV).

Se il gradiente di vorticità potenziale (PV) è caratterizzato da un picco forte e marcato in direzione meridionale, le onde di Rossby che si propagano lungo questo gradiente sono intrappolate meridionalmente [Swanson et al., 1997]. Di conseguenza, il pronunciato gradiente di PV del getto subtropicale funge da barriera per gli eddies che si sviluppano lungo il getto, limitando il loro movimento in direzione meridionale. Quindi, ne segue che i getti subtropicali fortemente guidati termicamente, sebbene turbolenti, sono caratterizzati da meandri meridionali relativamente piccoli nel flusso zonale.

A differenza dei getti guidati termicamente, i getti guidati dagli eddies sono completamente guidati dai flussi di momento degli eddies. Che gli eddies siano capaci di mantenere un getto in assenza di forzamento termico è evidenziato nell’Eq. 1 e ampiamente documentato nella letteratura. Ad esempio, Panetta e Held [1988], Panetta [1993] e Lee [1997] hanno esaminato getti che si organizzano spontaneamente in un flusso instabile baroclinico. In tutti e tre gli studi, i modelli non supportano un getto subtropicale né impongono un getto prescritto. Invece, il flusso del modello è guidato da una zona ampia di baroclinicità uniforme che viene mantenuta contro la miscelazione dagli eddies, sia mediante un gradiente di temperatura meridionale fisso del flusso di base [Panetta e Held, 1988; Panetta, 1993] o mediante il rilassamento della temperatura del modello verso l’equilibrio radiativo [Lee, 1997]. Quindi, i getti in questi modelli sono completamente guidati dalle convergenze dei flussi di momento eddico: quando il flusso viene perturbato, le onde barocliniche crescono spontaneamente e guidano un getto di ponente attraverso la convergenza meridionale del flusso di momento eddico di ponente.

I getti guidati dagli eddies sono generalmente accompagnati da notevoli meandri del getto perché i loro gradienti di PV meridionali associati non sono imposti esternamente: i getti guidati dagli eddies possono essere interpretati come la firma degli eddies in declino. Tuttavia, la misura in cui i meandri del getto dominano la variabilità dei getti guidati dagli eddies dipende anche dalla scala meridionale degli eddies a latitudini medie e dalla loro zona baroclinica associata.

Poiché il ruolo degli eddies baroclinici (ovvero le onde sinottiche nell’atmosfera) è stabilizzare il flusso, la pulsazione del getto e i meandri del getto possono essere visti come una competizione tra la rimozione della baroclinicità dai flussi di eddies e il ripristino della baroclinicità attraverso il rilassamento radiativo. I risultati da un modello ideale a due strati su un piano beta suggeriscono che i meandri del getto si verificano quando la dimensione meridionale degli eddies non è sufficientemente grande da rimuovere completamente il gradiente negativo di PV del livello inferiore in un dato momento. In questo caso, gli eddies e i loro flussi di momento associati si muovono verso regioni dove il gradiente di PV del livello inferiore è grande e negativo nel loro tentativo perpetuo di stabilizzare il flusso [Lee e Feldstein, 1996]. Lo stesso set di calcoli suggerisce che la pulsazione del getto si verifica quando la zona baroclinica è comparabile alla scala meridionale degli eddies. Tranne che per valori molto limitati della larghezza della zona baroclinica, la forma più dominante di variabilità del getto guidato dagli eddies in questo caso risulta essere il meandro nord-sud del flusso zonale attorno alla latitudine corrispondente alla sua media climatologica [Lee e Feldstein, 1996].

La discussione precedente suggerisce che la variabilità dei getti guidati dagli eddies è generalmente maggiore rispetto a quella dei getti subtropicali. Suggerisce inoltre che la variabilità dei getti guidati dagli eddies è maggiore quando la dimensione della zona baroclinica supera la dimensione degli eddies, consentendo così i meandri nel flusso zonale extratropicale. Di conseguenza, nella misura in cui il NAM è guidato dalla variabilità nei flussi di momento eddico, ci si aspetta che l’ampiezza del modello NAM sia maggiore nelle regioni dove il getto guidato dagli eddies è più prominente e il getto subtropicale è più debole, e viceversa. Nella sezione seguente, ci basiamo su questo argomento per fornire una spiegazione per la struttura zonalmente variabile del NAM.

4.2. Perché la Variabilità nel NAM è Più Pronunciata nel Settore Nord Atlantico?”

Gli esperimenti con modelli idealizzati suggeriscono che, per un determinato settore dell’Emisfero Nord, la forza e la variabilità del getto locale mosso dagli eddies sono intrinsecamente legate alla forza e latitudine del corrispondente getto subtropicale [Lee e Kim, 2002]. I risultati di Lee e Kim indicano che quando il getto subtropicale è sufficientemente forte, tende a organizzare una grande frazione degli eddies baroclinici, inibendo così la crescita del flusso mosso dagli eddies a latitudini più alte. Al contrario, quando il getto subtropicale è debole, gli eddies baroclinici tendono ad organizzarsi nella zona baroclinica verso il polo, guidando così un getto puramente mosso dagli eddies.

Sebbene i risultati di tali esperimenti con modelli idealizzati debbano essere interpretati con cautela, le scoperte di Lee e Kim [2002] sono in linea con diverse caratteristiche chiave del flusso climatologico. La Tavola 3 mostra il flusso zonale medio climatologico di Dicembre-Marzo a 300 mb (in alto) e la componente divergente del vento meridionale a 300 hPa (in basso) mediati per il periodo 1958-1997, e la Figura 9 mostra il vento zonale e la convergenza del flusso di momento degli eddies ad alta frequenza (periodi minori di 10 giorni) (ossia, analogo al primo termine sul lato destro dell’Eq. 1) mediati per bande di longitudine corrispondenti ai settori Atlantico, Asiatico e Pacifico.

La climatologia del settore Atlantico è chiaramente dominata da due getti (Tavola 3 (in alto); Figura 9a). Il getto lungo 20°N corrisponde al getto subtropicale termicamente guidato: è mosso da una cella di ribaltamento meridionale termicamente diretta (come evidenziato dal flusso verso il polo sul suo lato equatoriale (Tavola 3 (in basso)), ed è prevalentemente confinato alla troposfera superiore (Figura 9a). Al contrario, il getto lungo 55°N corrisponde al getto mosso dagli eddies: è guidato dalla convergenza del flusso di momento degli eddies (Figura 9a) e si estende per tutta la profondità della troposfera. (Il fatto che i getti mossi dagli eddies si estendano attraverso tutta la profondità della troposfera è illustrato nell’Eq. 1. Poiché il lato sinistro è nullo nello stato stazionario e il secondo termine sul lato destro è nullo quando integrato verticalmente, ne consegue che il forzamento del momento degli eddies integrato verticalmente può essere bilanciato solo dalla dissipazione per attrito in superficie.)

Un getto guidato dagli eddies notevolmente più debole si manifesta durante l’inverno dell’emisfero nord (NH) sul continente asiatico, dove il getto subtropicale è estremamente forte (Figura 9b). Il getto guidato dagli eddies nel settore asiatico non è chiaramente distinguibile nel vento zonale della troposfera superiore che varia zonalmente (Tavola 3 (in alto)), ma è leggermente percepibile nel vento mediato zonalmente e nella convergenza del flusso di momento degli eddies in questa regione (Figura 9b). Il massimo secondario del vento zonale a 60°N è molto più debole rispetto al getto subtropicale a 30°N, ma possiede una struttura verticale molto più estesa.

Il getto centrato a circa 40°N nel settore del Pacifico (Figura 9c) è anch’esso un getto mosso dagli eddies, come dimostrato dalla corrispondente convergenza del flusso di momento degli eddies lungo questa latitudine. Dato che il Pacifico centrale si trova immediatamente a valle del forte getto subtropicale Africa-Asia, è probabile che gli eddies baroclinici in questa regione siano organizzati dal getto subtropicale a monte [Branstator, 2002]. Le ricerche sui percorsi delle tempeste di medie latitudini nell’atmosfera hanno fornito solide prove che questo sia effettivamente il caso [ad esempio, Chang et al., 2002]. Si presume che ciò spieghi il fatto che questo specifico getto mosso dagli eddies sia caratterizzato non da deviazioni meridionali, ma da una pulsazione e un allungamento/accorciamento del getto [Schubert e Park, 1991].

I risultati presentati nella Tavola 3 e nella Figura 9 mettono in evidenza la relazione tra il NAM e la climatologia di base. Nel settore Atlantico, dove il getto subtropicale climatologico è relativamente debole, il NAM si manifesta come una combinazione di rafforzamento-indebolimento e spostamento nord-sud del getto di medie latitudini mosso dagli eddies. Nel settore Asiatico-Pacifico, dove il gradiente meridionale di vorticità potenziale (PV) climatologico attraverso il getto subtropicale a monte è ampio e marcato, il NAM si traduce in una pulsazione sia del getto subtropicale (Figura 9b; Tavola 3, banda di longitudine B) sia del getto mosso dagli eddies a valle (Figura 9c; Tavola 3, banda di longitudine C). Un esame dettagliato della firma del NAM nel settore asiatico (vedi il pannello più a sinistra della Figura 5) rivela che la pulsazione è molto più debole per il getto subtropicale del settore asiatico, nonostante questo getto sia più forte del getto mosso dagli eddies a valle.

La discussione precedente suggerisce che la distorsione del NAM verso il settore Atlantico è intrinsecamente legata alla forza climatologica che varia zonalmente dei getti subtropicali e quelli guidati dagli eddies. Gli esperimenti con modelli numerici idealizzati e le osservazioni collettivamente indicano che il settore dell’Atlantico Nord domina il NAM perché il getto subtropicale è più debole in questo settore, consentendo così un’attività degli eddies relativamente forte nel Nord Atlantico. Il fatto che l’attività degli eddies nel settore Nord Atlantico copra un’ampia gamma di latitudini è coerente con il fatto che questo settore è caratterizzato da condizioni di confine inferiori calde che si estendono a latitudini relativamente elevate.

I risultati presentati suggeriscono che la comprensione dello stato medio temporale è necessaria per studiare le fluttuazioni attorno a questo stato. Suggeriscono inoltre che la convergenza del flusso di momento delle onde avviene localmente e che la frequenza e/o l’intensità della guida delle onde è probabilmente maggiore sopra il Nord Atlantico, dove il getto subtropicale è debole. I risultati propongono due possibili spiegazioni per la struttura delle modalità annulari sia dell’emisfero sud (SH) che del nord (NH). È possibile che la struttura delle modalità annulari sia un artefatto statistico, rappresentando una “media” di doppi locali che emergono da interazioni onda-flusso medio localmente confinate e casuali. Questa ipotesi è in linea con il fatto che le onde barocliniche tendono ad essere organizzate in pacchetti d’onda localizzati piuttosto che in un treno d’onda zonalmente uniforme [Lee e Held, 1993; Chang, 1993]. D’altra parte, è anche possibile che un feedback positivo tra il flusso zonale e gli eddies [vedi Sezione 4.4] o la dispersione dell’onda zonale (ad esempio, Branstator, 2002; vedi anche Sezione 6.2) contribuisca a organizzare la forza degli eddies localizzati su scale emisferiche.

Un’interazione simultanea onda-flusso medio su scala emisferica è stata osservata sia nei dati SH analizzati [Randel e Stanford, 1985] che nei dati NH analizzati [Randel, 1990].

La Figura 9 mostra tre grafici che analizzano la relazione tra i venti zonali (rappresentati da linee spesse) e la convergenza del flusso degli eddy di momento (rappresentate da linee sottili), in diverse regioni del globo durante i mesi invernali di dicembre, gennaio e febbraio, per il periodo 1958-1997.

Dettagli dei Grafici:

• Asse Verticale: Indica la pressione atmosferica in hPa, che serve come un proxy per l’altitudine (più bassa la pressione, più alta è l’altitudine nella colonna atmosferica).
• Asse Orizzontale: Mostra la latitudine, che varia da 60°S a 60°N.
• Linee Spesse (Venti Zonali): Mostrano la velocità media del vento zonale, con contorni che rappresentano intervalli di 10 m/s. Il vento zonale è il componente del vento che soffia lungo una latitudine, da ovest verso est o da est verso ovest.
• Linee Sottili (Convergenza del Flusso degli Eddy di Momento): Indicano la convergenza, ovvero la tendenza degli eddy atmosferici (piccole scale di turbolenza o vortici nella circolazione atmosferica) a trasportare momento verso una determinata area. Questo può portare all’accelerazione dei venti zonali. I contorni sono a intervalli di 10−610−6 m/s², e le aree ombreggiate indicano valori che eccedono questo limite, suggerendo una forte convergenza di momento.
• Grafico A: Copre la regione tra 60°W e il meridiano di Greenwich.
• Grafico B: Analizza la regione tra 60°E e 140°E.
• Grafico C: Si concentra sulla regione tra 170°E e 150°W.

**Interpretazione Scientifica**:

Questi grafici forniscono una rappresentazione della distribuzione verticale e latitudinale del vento zonale e della convergenza del flusso degli eddy di momento nelle zone selezionate del globo. La convergenza degli eddy di momento è un fattore chiave nella dinamica della circolazione atmosferica poiché può indicare regioni dove il momento angolare viene trasferito dai piccoli vortici atmosferici al flusso del vento più ampio, potenzialmente accelerandolo o rallentandolo.

La presenza di convergenza del flusso degli eddy di momento è particolarmente rilevante nella media troposfera (intorno ai 500 hPa), dove può influenzare significativamente i pattern del jet stream e, di conseguenza, i sistemi meteorologici a grande scala. Le zone ombreggiate che superano il valore di 10^-6 m/s² sono di particolare interesse perché indicano regioni con una significativa convergenza di momento che potrebbe contribuire all’evoluzione di sistemi di bassa e alta pressione.

La figura, adattata dal lavoro di Lee e Kim del 2002, aiuta a visualizzare e a quantificare queste interazioni complesse, fornendo insight importanti per la comprensione dei meccanismi che guidano il tempo atmosferico e il clima.

4.3 Commenti sul Ruolo delle Onde Stazionarie

I risultati presentati fino ad ora si sono focalizzati esclusivamente sul ruolo dei flussi di eddies transitori nel determinare la variabilità del NAM. Non abbiamo ancora considerato recenti scoperte che indicano che anche gli eddies stazionari giocano un ruolo importante. Ad esempio, Feldstein e Lee [1998] e DeWeaver e Nigam [2000a, b] hanno entrambi trovato che il flusso di momento degli eddies, dovuto all’interazione tra eddies stazionari climatologici e eddies transitori anomali, contribuisce alla guida del flusso medio zonale anomalo nell’inverno dell’emisfero nord. In un’analisi separata, Limpasuvan e Hartmann [2000] hanno scoperto che le interazioni tra la componente degli eddies e quella media zonale del flusso medio mensile contribuiscono alla variabilità nel NAM. Pertanto, sebbene l’argomentazione in questa sezione suggerisca che i flussi di eddies transitori (<~10 giorni) da soli guidano la variabilità nel NAM, i risultati di questi precedenti studi suggeriscono che anche il flusso medio zonale climatologico e medio mensile asimmetrico zonalmente svolgano un ruolo chiave.

C’è almeno una possibile spiegazione per questa apparente incongruenza. Il getto delle medie latitudini nel tempo medio sull’Atlantico è principalmente guidato dai flussi di eddies transitori (Figura 9a). Di conseguenza, per costruzione, gli eddies transitori devono avere un ruolo importante nel forzare le onde stazionarie nel settore Atlantico [Hurrell, 1995b]. Segue quindi che la forzatura del NAM da parte delle onde stazionarie potrebbe in ultima analisi riflettere la forzatura dovuta ai transitori. Si ipotizza che il ruolo delle onde stazionarie nel guidare il NAM possa semplicemente essere il riflesso dei vincoli matematici che emergono dalla decomposizione del flusso in una media zonale, una media temporale e le deviazioni da queste medie.

4.4 Commenti sui feedback tra eddies e flusso zonale

In questa sezione, ci siamo concentrati sul ruolo dei flussi di momento degli eddies nel guidare le anomalie del flusso zonale associate al NAM. Numerosi studi suggeriscono che tali anomalie del flusso zonale, a loro volta, agiscono per organizzare l’attività degli eddies in modo che rafforzino le anomalie nel flusso zonale, prolungando così la variabilità nei modi annulari contro la dissipazione frizionale. Per esempio, Karoly [1990], Hartmann [1995], e Hartmann e Lo [1998] hanno sostenuto che un feedback positivo tra gli eddies e il flusso zonale è evidente in associazione con il modo annulare SH; Robinson [1991] e Yu e Hartmann [1993] hanno sostenuto che un meccanismo simile è evidente in simulazioni idealizzate dell’indice zonale; e Lorenz e Hartmann [2001, 2002] hanno osservato che il feedback positivo tra il flusso zonale e le onde barocliniche agisce per aumentare la varianza di entrambi i modi annulari SH e NH di circa il ~70% su scala temporale da mese a mese. Lorenz e Hartmann [2001, 2002] suggeriscono ulteriormente che i feedback positivi tra il flusso zonale e gli eddies svolgono un ruolo chiave nella selezione dei modi annulari come i modi principali di variabilità delle loro rispettive circolazioni di medie latitudini.

L’esistenza di un feedback positivo tra il flusso zonale e gli eddies non è supportata da tutti gli studi sui comportamenti tipo-modi annulari [ad esempio, Lee e Feldstein 1996; Feldstein e Lee 1996]. Studi recenti che supportano l’esistenza di tale feedback suggeriscono che esso è principalmente limitato alle interazioni tra il flusso zonale e gli eddies transitori ad alta frequenza [Feldstein e Lee 1998; Lorenz e Hartmann 2001, 2002], con possibili contributi dalle onde stazionarie nell’NH [Lorenz e Hartmann 2002].

Il meccanismo attraverso il quale gli eddies transitori ad alta frequenza forniscono un feedback positivo sulle anomalie del flusso zonale è stato immaginato da Robinson [2000] e Lorenz e Hartmann [2001, 2002] come segue: 1) le anomalie di vento occidentale nel flusso zonale della troposfera superiore, indotte dalla convergenza anomala del flusso di momento degli eddies, sovrastano un potenziato gradiente di temperatura meridionale, come richiesto dal vento termico; 2) il potenziato gradiente di temperatura meridionale, a sua volta, porta a un incremento dell’attività delle onde barocliniche lungo la latitudine delle anomalie occidentali più forti; 3) la propagazione dell’attività delle onde barocliniche lontano dalla latitudine delle anomalie occidentali più forti agisce nel trasportare il momento verso il nucleo dei venti occidentali, contribuendo quindi a mantenerli contro la dissipazione per attrito.

Ci sono almeno due riserve sul meccanismo proposto da Robinson [2000] e Lorenz e Hartmann [2001, 2002]. In primo luogo, la convergenza del flusso di momento degli eddies nella troposfera superiore induce movimenti meridionali medi termicamente indiretti che agiscono per attenuare il taglio verticale. Quindi, non è chiaro se la convergenza del flusso di momento degli eddies nella troposfera superiore generi un gradiente di temperatura meridionale abbastanza ampio da dare origine al feedback ipotizzato nel passaggio 2). In secondo luogo, il passaggio 3) presuppone che l’incremento del gradiente di temperatura meridionale, indotto dai movimenti meridionali medi, prevalga sull’effetto del flusso di calore delle onde barocliniche nella troposfera inferiore. Di conseguenza, la convergenza del flusso di momento dovrebbe essere relativamente forte e si potrebbe aspettare che guidi un getto più definito. In tal caso, l’effetto regolatore barotropico [James 1987; James e Gray 1986], che agisce per sopprimere la crescita baroclinica, potrebbe non essere trascurabile. Sono necessarie ulteriori ricerche per risolvere queste questioni.