L’Oscillazione di Madden-Julian (di seguito MJO), chiamata anche oscillazione intrastagionale o oscillazione di 30-60 o 40-50 giorni, è la variabilità dominante presente nell’ atmosfera tropicale su scale temporali più brevi di una stagione (Madden e Julian 1971, 1972). Si tratta di un’oscillazione che si propaga verso est su scala planetaria, che si manifesta in vari campi meteorologici e negli oceani tropicali.È strettamente legata alle fasi attive e di pausa del monsone (per esempio, Yasunari 1979; Krishnamurti e Subrahmanyam 1982; Goswami 2005, per progressi più recenti). La MJO modula l’attività dei cicloni tropicali (Maloney e Hartmann 2000), e alcuni eventi della MJO sembrano innescare o terminare gli eventi di El Nino-Southern Oscillation (ENSO) ˜ (per esempio, Takayabu et al. 1999; Bergman et al. 2001; Lau 2005, per aggiornamenti più recenti). Oltre alle sue influenze tropicali, la MJO influenza anche le circolazioni delle medie latitudini (Ferranti et al. 1990); il suo impatto quasi globale sulle precipitazioni è stato anche dimostrato statisticamente (Donald et al. 2006). Comprendere i meccanismi della MJO è importante non solo per le previsioni meteorologiche e climatiche tropicali, ma anche per le previsioni meteorologiche extratropicali.Nonostante la sua importanza e le ricerche particolarmente attive, la comunità climatica continua incessantemente a cercare di risolvere il problema della MJO (per esempio Bretherton in press). La maggior parte dei modelli climatici globali di classe IPCC (Intergovernmental Panel on Climate Change) (o modelli di circolazione generale; di seguito GCM) hanno ancora difficoltà a simulare la MJO (Lin et al. 2006). Anche quando un modello mostra una MJO relativamente buona, non è facile rintracciare l’origine di questo miglioramento, inibendo così il trasferimento del successo da un modello all’altro.Sebbene siano state proposte molte teorie, esse non possono spiegare perché i GCM hanno difficoltà a simulare la MJO, né perché alcuni GCM hanno iniziato a mostrare simulazioni accettabili. Come notato da Zhang (2005), riuscire a colmare questo divario di conoscenza tra teoria e modellazione è una delle massime priorità della ricerca sulla MJO.La letteratura sulla MJO è vasta e ci sono eccellenti recensioni sulla MJO. Zhang (2005) ha fornito una succinta revisione della MJO. Lau e Waliser (2005) è un libro dedicato alla variabilità intrastagionale nei tropici, e la MJO è un argomento presente in molti capitoli del libro. Wang (2005) esamina la teoria, Slingo et al. (2005) riassume la modellazione, e ci sono molti altri capitoli. Recensioni più vecchie includono Hayashi e Golder (1993) e Lin et al. (2000) per la teoria; Madden e Julian (1994) per l’osservazione. Quanto segue fornisce una breve panoramica della letteratura, con un’enfasi sulla teoria.
Revisione della MJO: Osservazioni
Per le osservazioni, l’attenzione si focalizza ora sull’immagine media delle circolazioni su larga scala associate alla MJO. In realtà, ogni MJO ha un aspetto e un’influenza diversi. Per esempio, alcuni eventi MJO sono abbastanza forti da essere coinvolti nella terminazione di un evento ENSO, come documentato da Takayabu et al. Tuttavia, quanto segue fornisce il comportamento generale della MJO, fornendo di fatto un quadro per la teoria e la modellazione.La MJO è caratterizzata da scale temporali di 30-60 giorni (Madden e Julian 1994). I suoi campi dinamici hanno scale orizzontali di wavenumber zonale 1-3 (Hendon e Salby 1994; Salby e Hendon 1994), anche se la scala orizzontale della convezione profonda si estende da wavenumber 1 a 5 (Wheeler e Kiladis 1999). Si verifica in molti campi atmosferici, ma le caratteristiche di propagazione differiscono da una variabile all’altra.Le analisi di regressione mostrano che l’attività convettiva misurata dalla radiazione ad onda lunga uscente (OLR) è principalmente confinata alla regione compresa tra l’Oceano Indiano e il Pacifico occidentale con una velocità di fase di 5 m/s, mentre i venti zonali nella parte superiore della troposfera percorrono l’intero globo e accelerano a circa 10 m/s oltre la dateline (ad esempio, Hendon e Salby 1994). Allo stesso modo, le analisi spettrali mostrano una differenza nei periodi, con i campi dinamici che hanno periodi di circa 30-60 giorni (Madden e Julian 1994) e l’OLR che ha periodi di circa 30-95 giorni (Salby e Hendon 1994; Wheeler e Kiladis 1999).Allo stesso modo, le analisi spettrali mostrano una differenza nei periodi, con campi dinamici che hanno periodi di circa 30-60 giorni (Madden e Julian 1994) e OLR di circa 30-95 giorni (Salby e Hendon 1994; Wheeler e Kiladis 1999). Anche se le descrizioni summenzionate potrebbero portare i lettori a credere che la MJO sia come un’onda sinusoidale, un esame più attento mostra il contrario: ogni episodio della MJO è più simile a una perturbazione che a un’onda sinusoidale, con la fase di convezione attiva che è più piccola del periodo di calma. Il nome “oscillazione” può quindi essere fuorviante alla luce di questa natura impulsiva della MJO (Salby e Hendon 1994; Yano et al. 2004; Zhang 2005).La Figura 1-1 è un diagramma tratto da Madden e Julian (1972) e descrive la MJO come un modello di circolazione globale con una struttura predominante di tipo zonal wave number 1. I venti zonali hanno strutture molto più coerenti dei venti meridiani. Durante lo sviluppo della convezione profonda nell’Oceano Indiano, la regione di downwelling si propaga verso est, che Bantzer e Wallace (1996) descrivono come un fronte di onde Kelvin. Una volta sviluppata, la maggiore convezione lascia l’Oceano Indiano e si ferma intorno al Pacifico centrale. Il modello di circolazione continua a viaggiare e completa l’intera circonferenza del globo. La circolazione mostra una struttura iniziale simile alla modalità baroclina (Madden e Julian 1972, e altri), ma i venti nella bassa troposfera tendono a perdere le loro caratteristiche distintive oltre la dateline .Un quadro simile emerge da studi condotti più di recente, come quelli di Hendon e Salby (1994) e Kiladis et al. (2005). Anche se spesso caratterizzato come un disturbo di diffusione, un’ispezione più attenta della Figura 1-1 mostra che nelle prime fasi (F e G nella figura), il segnale convettivo sembra essere stazionario mentre il segnale dinamico si propaga verso est. Lo sviluppo iniziale, quasi stazionario della convezione profonda può essere visto anche in altre analisi come quella di Wheeler e Hendon nel 2004 (vedi le loro figure 8 e 9). Wheeler e Kiladis (1999) hanno eseguito un’analisi dello spettro di potenza OLR e hanno identificato la MJO insieme alle onde equatoriali accoppiate convettivamente. La figura 1-2 presenta uno dei loro risultati, confrontando la relazione di dispersione prevista teoricamente da Matsuno (1966) e gli spettri di potenza OLR. Il diagramma mostra la relazione tra lo spettro di potenza e il rumore di fondo rosso.Dalle ricerche emerge una sorprendente corrispondenza tra i picchi di potenza dell’OLR e le curve della relazione di dispersione teorica. Inoltre, la figura suggerisce che l’atmosfera tropicale ha una profondità equivalente di 12-50 m, che è molto meno di 200 m, un valore che si aspetta per un’atmosfera secca. Infatti, utilizzando campi dinamici, Wheeler e Kiladis (1999) hanno illustrato che l’atmosfera tropicale ha anche onde con h = 200 m. Sembra esserci un forte segnale MJO per periodi di 30-90 giorni e wavenumber 1-5. Una caratteristica interessante di questa figura è che la MJO e le onde Kelvin sono in posizioni diverse nello spazio del numero d’onda-frequenza: mentre le onde Kelvin accoppiate convettivamente mostrano velocità di fase di 11-22m/s ( h ≈ 12-50m ), la MJO ha una velocità di fase di circa 5m/s. Tuttavia, la MJO e le onde Kelvin si sovrappongono leggermente tra loro, dando luogo a una struttura complessa.La figura 1-2 mostra anche che ci sono altri modi nella banda intrastagionale. Per esempio, parte dell’onda Kelvin e le onde di Rossby equatoriali sono più lunghe delle scale di tempo sinottiche, cioè da 5 giorni a una settimana. È anche importante notare che alcune regioni, come il continente indiano, mostrano la modalità 10-20 oltre alla modalità 30-60 giorni (Goswami 2005). Quindi, la MJO è la variabilità dominante, ma ci sono altre modalità significative e fisicamente importanti.Basandosi sull’analisi spettrale di Wheeler e Kiladis (1999), Kiladis et al. (2005) hanno ottenuto la struttura quadridimensionale della MJO. Hanno definito l’indice della MJO come l’OLR in un punto di riferimento filtrato con le frequenze e le lunghezze d’onda caratteristiche della figura 1-2, e poi hanno regredito l’OLR, l’umidità specifica e altre variabili sull’indice della MJO. La figura 1-3 mostra la regressione ritardata dell’OLR e dell’umidità specifica a 850 hPa.
Questo fornisce un’ulteriore conferma che la convezione profonda è limitata all’Oceano Indiano e al Pacifico occidentale, come mostrato nella Figura 1-1. Questa figura illustra chiaramente l’accelerazione della propagazione della circolazione oltre la data-line (da circa 5 m/s a 10 m/s). I primi studi sulla MJO la consideravano come una specie di onda Kelvin a causa della dominanza dei venti zonali e della propagazione verso est. Tuttavia, oltre a una risposta Kelvin a est della convezione, un certo numero di studi ha identificato circolazioni anticicloniche nella troposfera superiore (tipicamente a 200hPa) a ovest della convezione rafforzata (per esempio, Knutson e Weickmann 1987; Kiladis e Weickmann 1992; Hendon e Salby 1994; Sperber et al.1997).La caratteristica spaziale è coerente con quello che ci si aspetterebbe per una modalità Kelvin-Rossby forzata (Gill 1980). Questo è in qualche modo sconcertante poiché il modello di Gill richiede un forte smorzamento del momento per l’intera troposfera. Mentre la turbolenza dello strato limite è la causa di un forte smorzamento per la bassa troposfera (Neelin 1989), tale forte attrito di solito non può essere giustificato nel caso della troposfera superiore. È interessante notare che Lin et al. (2005) hanno trovato questo forte attrito nella troposfera superiore, almeno nelle rianalisi che hanno analizzato. L’avvezione non lineare e il trasporto convettivo di quantità di moto si combinano insieme per agire come un forte smorzamento. Studi recenti forniscono una conferma ancora più forte riguardo alla struttura tipo Gill, e trovano anche circolazioni cicloniche nella bassa troposfera.La figura 1-4 presenta un’analisi di regressione di Kiladis et al. (2005), raffigurante circolazioni cicloniche nella bassa troposfera e circolazioni anticicloniche nella troposfera superiore a ovest della convezione rafforzata. Questi studi hanno anche trovato cicloni nella troposfera superiore a est della convezione, presumibilmente come una risposta alla convezione soppressa. Anche se ci sono numerose sottigliezze nella struttura qui rappresentata, in prima istanza, la struttura orizzontale della MJO può essere riassunta come quella prevista dal modello Gill.La MJO mostra un’inclinazione verticale verso ovest in vari campi. Murakami e Nakazawa (1985) hanno rivelato un’inclinazione verticale verso ovest nei venti zonali. Lin et al. (2004) hanno mostrato che il profilo di riscaldamento anomalo della MJO è inclinato verso ovest con l’altezza a causa della precipitazione stratiforme e del forcing radiativo causato dalle nuvole. Wheeler et al. (2000) hanno notato un’inclinazione verticale della temperatura verso ovest per un’onda Kelvin equatoriale accoppiata convettivamente.Per un’onda Kelvin wave dry , l’inclinazione verticale verso ovest in fase denota un flusso di energia verso il basso (Holton 2004, per esempio). Bisogna tuttavia fare attenzione quando si interpretano questi risultati, perché nel caso in questione la dinamica è fortemente influenzata dall’interazione con la convezione. Un’interpretazione più corretta potrebbe essere che il riscaldamento dovuto alla convezione superficiale induce una seconda risposta di tipo baroclino.Studi recenti hanno permesso di rivelare la struttura dell’umidità della MJO. Maloney e Hartmann (1998) hanno mostrato che l’umidità si accumula prima dell’arrivo del nucleo di convezione profonda a causa della convergenza frizionale, e che l’atmosfera si asciuga rapidamente dopo il passaggio della convezione profonda. Kemball-Cook e Weare (2001) hanno confermato il precondizionamento prima del nucleo di convezione, anche se hanno trovato che la convergenza frizionale non può spiegare l’accumulo di umidità lontano dall’equatore
Applicando il filtro tempo-spazio di Wheeler e Kiladis (1999) all’OLR, Kiladis et al. (2005) hanno eseguito un’analisi di regressione lineare sulla MJO. Hanno confermato la maggior parte dei risultati ottenuti dalle ricerche precedenti e, inoltre, hanno identificato strutture dettagliate per quanto riguarda l’umidità specifica (Figura 1-5). L’accumulo di umidità precede la convezione profonda, probabilmente indotta dalla convezione superficiale. La convezione profonda coincide con una troposfera media più umida. L’atmosfera si asciuga rapidamente dopo il passaggio del nucleo di convezione profonda. Analizzando i dati dell’Atmospheric Infrared Sounder (AIRS), Tian et al. (2006) hanno anche trovato una forte relazione tra l’umidità della troposfera libera e le precipitazioni. Altri studi hanno confermato il quadro fisico di base (Sperber 2003; Myers e Waliser 2003; Kikuchi e Takayabu 2004; Weare 2005; Agudelo et al. 2006).Ci sono state ricerche approfondite sull’interazione aria-mare nella MJO. La figura 1-6, tratta da Zhang (2005), riassume le osservazioni principali. Nella fase soppressa, le precipitazioni raggiungono un valore molto basso (∼ 1,5 mm/giorno) e la convezione profonda diventa molto sporadica. I venti deboli diminuiscono l’evaporazione, che, insieme all’aumento del flusso di onde corte, aumenta la SST. Nella fase attiva, un forte vento da ovest causa uno stress superficiale e aumenta l’evaporazione. L’evaporazione è ritardata o posizionata con il fulcro della precipitazioneDa una prospettiva di quasi-equilibrio, rivelare le fasi tra precipitazione ed evaporazione è un prerequisito per la comprensione teorica, poiché l’evaporazione è uno dei fattori chiave della convezione profonda (per esempio Emanuel et al. 1994). Zhang (2005) ha confrontato le diverse relazioni di fase tra precipitazione ed evaporazione trovate nei modelli e nelle osservazioni, e ne ha elaborato le implicazioni teoriche. Ma la ragione di questa differenza potrebbe essere abbastanza semplice, come sostenuto da Hendon (2005). Se la perturbazione dell’evaporazione è dominata dall’effetto dello scambio di calore superficiale indotto dal vento (WISHE), e se assumiamo che il modello di Gill (1980) catturi il comportamento dinamico di primo ordine della MJO, il riscaldamento simmetrico all’equatore crea un’evaporazione fuori fase rispetto alle precipitazioni, mentre il riscaldamento antisimmetrico fa sì che precipitazione ed evaporazione siano in fase.Numerosi ricercatori hanno esaminato la relazione che intercorre tra la MJO e i monsoni. Yasunari (1979) ha trovato una periodicità dominante di circa 40 giorni nella nuvolosità sull’area monsonica asiatica, indicando una relazione tra la MJO e le fasi attive e di pausa del monsone.Krishnamurti e Subrahmanyam (1982) hanno descritto la migrazione verso nord delle depressioni e delle alte pressioni a 850 hPa a intervalli di 30-50 giorni sull’India. Non tutta la variabilità intrastagionale nelle regioni monsoniche è associata alla MJO, tuttavia. Nel caso del monsone indiano, Goswami (2005) ha sintetizzato che sebbene una frazione della variabilità intrastagionale sia associata alla MJO, altre perturbazioni indipendenti che si muovono verso nord rappresentano una parte significativa (fino al 50%) della variabilità.È ben noto che i sistemi convettivi tropicali come la MJO mostrano un’organizzazione su più scale. Nakazawa (1988) ha analizzato i dati satellitari a infrarossi e ha trovato degli ammassi di super-nuvole che si propagano verso est a 10-15 m/s e sono racchiusi in una MJO. Ogni ammasso di super-cloud è costituito anche da ammassi di nubi che viaggiano verso ovest, la cui durata è di 1-2 giorni.Questi ammassi di super cloud sono oggi considerati come onde Kelvin accoppiate convettivamente (Wheeler e McBride 2005). Altri studi osservativi (per esempio Masunaga et al. 2006) trovano che anche le onde di Rossby equatoriali sono collocate con la MJO. Tuttavia, la natura e la fisica dell’organizzazione convettiva multiscala non è ancora chiara. In sintesi, possiamo descrivere il quadro di primo ordine della MJO come segue:
Caratteristiche di propagazione Inizialmente, la convezione si sviluppa nell’Oceano Indiano e poi viaggia verso il Pacifico a circa 5 m/s. Poi si dissipa intorno alla linea temporale mentre i modelli di vento continuano a procedere a ∼ 10 m/s
Scala La scala della convezione è circa wavenumber 2 anche se l’analisi dello spettro di potenza mostra un segnale a wavenumber per 1 – 5
Struttura orizzontale Il modello Gill (1980) descrive la struttura orizzontale con rotazioni di Rossby a ovest e una risposta di onde Kelvin a est.
Struttura verticale Il primo modo baroclino domina; c’è anche una piccola ma significativa traccia del secondo modo baroclino. La sovrapposizione dei due modi causa un’inclinazione verso ovest dei venti e della temperatura.
Evaporazione La relazione di fase tra precipitazione ed evaporazione può essere spiegata dall’effetto WISHE. Tuttavia, la fase osservata differisce dal WISHE lineare come previsto da Emanuel (1987) e Neelin et al. (1987).
Umidità della libera troposfera Una troposfera umida è legata alla convezione sia per la convezione superficiale che per quella profonda.