L’Alta Pressione Siberiana: Teleconnessioni, Estremi e Associazione con la Depressione Islandese
Amit Tubi e Uri Dayan
Dipartimento di Geografia, Università Ebraica di Gerusalemme, Gerusalemme, Israele
RIASSUNTO: Un registro delle temperature minime di 60 anni proveniente da 11 stazioni nell’Eurasia interna ha permesso di caratterizzare l’intensità dell’Alta Pressione Siberiana (SH). Si osserva un declino nell’intensità dello SH in parallelo con la modalità positiva dell’Oscillazione Artica (AO), entrambi in aumento negli ultimi anni. L’inverno più freddo del periodo 1968-1969 nei 60 anni corrisponde al valore più basso dell’indice annuale dell’AO. Le analisi di correlazione spaziale indicano che le condizioni ciclogenetice potenziate sul fianco orientale della Depressione Islandese (IL) sono associate a un SH più mite. Le analisi compositive stagionali del modello di circolazione durante l’inverno più freddo del 1968-1969 sono caratterizzate da un ritiro dell’IL, permettendo un’espansione verso ovest del nucleo freddo dello SH. È stata sviluppata una metodologia robusta, assicurando una rappresentazione adeguata degli episodi di freddo estremo sia nella loro estensione che durata. Questa metodologia ha identificato tre eventi eccezionali, il più grave dei quali è durato 10 giorni e ha interessato tutte le stazioni nel dominio dello SH. L’analisi di questo evento a una risoluzione temporale dettagliata ha permesso di rilevare processi sinottici a breve termine, come la penetrazione delle masse d’aria polare, risultando in una temperatura minima media di −40 °C su tutto il dominio. Questa breve incursione di aria polare e la sua terminazione, modulate dalla posizione dell’IL, indicano il suo ruolo importante nel modificare lo SH.
PAROLE CHIAVE: Alta Pressione Siberiana; Depressione Islandese; Oscillazione Artica; ondata di freddo estremo; temperatura minima; teleconnessioni; massa d’aria polare.
1. Introduzione
L’Alta Pressione Siberiana (SH) è un sistema di circolazione dominante sul continente eurasiatico durante l’inverno. La sua pressione centrale media climatologica è la più alta dell’Emisfero Settentrionale (NH), superando i 1030 hPa (Takaya e Nakamura, 2005). Gli inverni severi sono manifestati da temperature estremamente basse sull’Asia Centrale a causa di un raffreddamento radiativo continuo associato alle masse d’aria più fredde, generalmente concentrate sopra il nord della Mongolia. L’influenza dello SH, caratterizzata da temperature superficiali eccessivamente basse, si estende ben oltre la sua area di origine (Panagiotopoulos et al., 2005). Inoltre, le fluttuazioni nella circolazione atmosferica dello SH modulano il monsone dell’Asia Orientale in inverno (Jhun e Lee, 2004). Questo monsone si riflette come un flusso settentrionale persistente sull’Asia Orientale, ai margini del fianco orientale dello SH e del fianco occidentale della depressione delle Aleutine a est (Zhang et al., 1997). La formazione di questo sistema ad alta pressione deriva da tre fattori essenziali: convergenza a livello superiore, causata da fattori dinamici e termodinamici, l’avvezione continua di aria fredda nella troposfera superiore in tandem con il raffreddamento radiativo superficiale (Ding e Krishnamurti, 1987; Ding, 1990). L’accumulo di aria fredda anomala in superficie è stato trovato come una delle condizioni essenziali per la forte amplificazione di questo alto termico (Takaya e Nakamura, 2005). Il clima invernale severo associato a queste irruzioni di aria fredda amara dello SH, chiamate dzuds, spesso porta gravi danni all’agricoltura e importanti interruzioni nelle attività economiche a causa della mortalità del bestiame in Mongolia (Lau e Lau, 1984; Begzsuren et al., 2004). Lo scopo di questo studio è esaminare le condizioni atmosferiche sinottiche che favoriscono l’inizio e l’evoluzione di questo sistema ad alta pressione su diverse scale temporali. L’articolo è strutturato come segue: una descrizione dei dati e della metodologia, inclusi il dominio e lo strato atmosferico rappresentante lo SH è fornita dopo l’introduzione. Nella Sezione 3, vengono presentate le caratteristiche climatologiche sinottiche dello SH, accompagnate da una descrizione delle tendenze storiche nell’intensità dello SH manifestate dalle temperature superficiali minime. La Sezione 4 presenta i risultati di un’analisi dei modelli di circolazione su larga scala favorevoli alla formazione dello SH, per valutare come la sua variabilità sia correlata a fluttuazioni climatiche in altri luoghi dell’NH. Nella Sezione 5, vengono presentate correlazioni spaziali tra l’intensità dello SH e varie variabili atmosferiche. Le condizioni atmosferiche che caratterizzano l’inverno e l’episodio più estremo dello SH sono descritte nelle Sezioni 6 e 7, rispettivamente, seguite da una sezione di conclusione.
2. Dati e Metodologia Il set di dati utilizzato in questo studio si basa sulle osservazioni delle stazioni al suolo delle temperature minime giornaliere durante la stagione invernale, nel dominio tra 40–60 °N e 80–120 °E. Poiché le temperature superficiali grigliate derivate da vari modelli sono influenzate dal trattamento dei modelli, si è preferito utilizzare le osservazioni delle temperature minime giornaliere ottenute dall’Istituto Meteorologico Reale dei Paesi Bassi (Koninklijk Nederlands Meteorologisch Instituut, 2011), disponibili su http://climexp.knmi.nl/selectdailyseries.cgi, piuttosto che dati di rianalisi o di modello. Il dominio è stato definito seguendo le definizioni utilizzate dai precedenti studi. Tuttavia, non vi è consenso sulle delimitazioni di quest’area. Panagiotopoulos et al. (2005) definiscono l’SH come confinato tra 40–65 °N e 80–120 °E, mentre Gong e Ho (2001) limitano il suo confine settentrionale a 60 °N ma estendono il suo fianco occidentale a 70 °E. In questo studio, l’area di sovrapposizione tra questi domini (ovvero 40–60 °N e 80–120 °E), utilizzata anche da Wu e Wang (2002b), Wu et al. (2006) e Jhun e Lee (2004), è considerata la migliore rappresentazione del nucleo dell’SH. La figura 1(a) mostra che il dominio scelto cattura effettivamente bene la posizione geografica dell’attività dell’SH. Dato che l’SH raggiunge la sua massima intensità durante l’inverno, tutti i dati sono stati estratti per i mesi di dicembre a febbraio (DJF) come nello studio di Wu e Wang (2002b), Ding e Krishnamurti (1987) e Panagiotopoulos et al. (2005). Ci sono tre principali motivi per concentrarsi sulle temperature minime piuttosto che sulla pressione a livello del mare (SLP) o altri parametri atmosferici per rappresentare l’intensità dell’SH. Primo, quando si caratterizzano le tendenze e, più importantemente, gli episodi di temperature estremamente basse generate da questo antciclone freddo dominante, le temperature minime sono la variabile osservata più rilevante per determinare gli impatti di questo sistema sinottico (ad esempio, Begzsuren et al., 2004). Secondo, l’uso di questo parametro evita possibili artefatti causati dall’estrapolazione della pressione superficiale ai valori a livello del mare (Panagiotopoulos et al., 2005).In terzo luogo, un’aria fredda anomala precede la forte amplificazione dell’alta pressione e serve come indicatore per identificare l’accumulo di alta pressione sull’Asia centrale (Takaya e Nakamura, 2005). Inoltre, Gong e Ho (2001) hanno trovato un forte accoppiamento tra l’SH e la temperatura superficiale, in cui il centro di raffreddamento è collocato insieme al centro dell’alta.
Un altro criterio nella selezione dei dati si riferisce all’altitudine delle stazioni nel dominio. Poiché l’SH è di natura termica, il che implica una piccola profondità verticale (Panagiotopoulos et al., 2005), sono state utilizzate solo stazioni situate ad un’altitudine che non supera i 700 m s.l.m. Inoltre, queste stazioni sono considerate “stazioni al suolo” dall’Organizzazione Meteorologica Mondiale (2011; vedi Pubblicazione n. 9, Vol. A, disponibile su: http://www.wmo.int/pages/prog/www/ois/volume-a/volahome.htm), e come tali riportano l’altezza geopotenziale a 1000 hPa come primo livello standard.
I dati delle temperature minime giornaliere ottenuti sono stati tagliati per ogni stazione in modo che sia considerato solo il periodo consecutivo più lungo per cui i dati erano completi. Purtroppo, i dati per la maggior parte delle stazioni erano disponibili solo fino alla fine degli anni ’90. Infine, è stato trovato il record sovrapposto più lungo per il quale i dati erano disponibili per un numero sostanziale di stazioni. L’applicazione dei vari criteri (cioè confini del dominio, altitudine massima e disponibilità dei dati) ha prodotto un periodo di 60 anni, che si estende dall’inverno del 1937-1938 a quello del 1996-1997 con un totale di 11 stazioni. La Tabella I presenta queste stazioni.
Le immagini mostrate in Figura 1 rappresentano vari aspetti dell’Alta Pressione Siberiana (Siberian High) per i mesi di dicembre, gennaio e febbraio (DJF) durante il periodo 1968–1996. Ogni pannello visualizza differenti misurazioni meteorologiche:
- (a) GPH1000 (m): Questo pannello mostra l’altezza geopotenziale a 1000 hPa, un indicatore della pressione atmosferica a circa 100 metri sopra il livello del mare. Le linee di contorno indicano l’altezza in metri. Un “H” centrale indica il centro dell’Alta Pressione Siberiana, con linee di contorno che mostrano una pressione molto alta, indicando condizioni tipiche di alta pressione con aria fredda e densa che si accumula in questa regione.
- (b) GPH500 (m): Questo pannello illustra l’altezza geopotenziale a 500 hPa, circa a metà della troposfera. Anche qui, le linee di contorno rappresentano l’altezza in metri. Questo livello è utile per visualizzare i grandi sistemi di pressione e le strutture del flusso atmosferico a livello superiore che possono influenzare il clima superficiale.
- (c) U200 (m s−1): Il terzo pannello mostra la velocità del vento a 200 hPa, che è un livello vicino al limite superiore della troposfera, importante per studiare i flussi di jet stream. Le linee mostrano la velocità del vento in metri al secondo, con direzioni che indicano i movimenti prevalenti dei venti ad alta quota.
In sintesi, queste mappe forniscono dati su diversi aspetti dell’Alta Pressione Siberiana, dalla sua forza e posizione nella bassa troposfera (1000 hPa) alla sua influenza sui venti e sulla circolazione atmosferica a livelli più elevati (500 hPa e 200 hPa). Queste informazioni sono essenziali per comprendere come l’Alta Pressione Siberiana influisca sul clima invernale dell’Asia centrale e delle regioni circostanti.
La Tabella I elenca le stazioni meteorologiche utilizzate per la raccolta dei dati nel contesto dello studio sull’Alta Pressione Siberiana. La tabella fornisce le seguenti informazioni per ogni stazione:
- Nome della stazione: Identifica specificamente ciascuna stazione meteorologica.
- Latitudine (°N): Mostra la posizione geografica della stazione in gradi decimali a nord dell’equatore.
- Longitudine (°E): Indica la posizione geografica della stazione in gradi decimali a est del meridiano di Greenwich.
- Altitudine (m, s.l.m.): Rappresenta l’altitudine della stazione in metri sopra il livello del mare.
Questa tabella è fondamentale per comprendere la distribuzione geografica delle stazioni di raccolta dati, situate in vari punti tra 40°N e 60°N e tra 80°E e 120°E, come specificato nel metodo dello studio. Le altitudini delle stazioni variano significativamente, da 75 metri a 671 metri sopra il livello del mare. Questa variazione è rilevante poiché l’Alta Pressione Siberiana è un fenomeno di alta pressione di natura termica, e le differenti altitudini possono influenzare le misurazioni locali della temperatura. Queste informazioni sono cruciali per valutare come l’altitudine possa correlarsi con le variazioni delle temperature minime registrate, contribuendo a una comprensione più approfondita dell’influenza dell’alta pressione sul clima della regione.
3. Contesto Climatologico e Tendenze dell’Alta Pressione Siberiana (SH)
In questa sezione viene presentata la climatologia generale dell’SH in due modi differenti. La prima parte della sezione introduce la climatologia sinottica dell’SH attraverso tre livelli troposferici standard: l’altezza geopotenziale a 1000 hPa (GPH1000), che illustra bene l’estensione spaziale dell’SH vicino alla superficie; l’altezza geopotenziale a 500 hPa (GPH500), che mostra la posizione delle zone di convergenza e divergenza causate dalla circolazione a livelli superiori; e il componente del vento zonale a 200 hPa (U200), che indica la posizione del flusso a getto. Le carte sinottiche sono state derivate dal sito di rianalisi dei National Centers for Environmental Prediction e del National Center for Atmospheric Research (NCEP/NCAR) (http://dss.ucar.edu/pub/reanalysis/) secondo un modello sviluppato da Kalnay et al. (1996) e Kistler et al. (2001). A scopo di orientamento, il dominio dell’SH è contrassegnato da un rettangolo in tutte le carte mostrate in questo articolo.
La seconda parte di questa sezione illustra le tendenze dell’SH osservate per le temperature minime per il periodo di 60 anni su cui si concentra questo studio.
3.1. Climatologia Sinottica
Come indicato dalla carta della media a lungo termine (LTM) mostrata nella Figura 1(a), l’SH è il modello sinottico più dominante sull’Asia durante l’inverno, con un nucleo centrale che supera un GPH1000 LTM di 270 m situato sopra la Mongolia occidentale. I confini dell’SH si estendono dal Mar Caspio a ovest fino all’Oceano Pacifico a est, e dalla parte più settentrionale del continente eurasiatico fino al Mar Cinese Meridionale a sud. Questo alto termico è delimitato vicino alla superficie da altri due grandi sistemi sinottici: il fianco orientale della Bassa Islandese (IL) a nord-ovest e la bassa delle Aleutine a est. Il forte gradiente di pressione orizzontale formatosi tra l’SH e quest’ultimo genera i monsoni settentrionali che caratterizzano il monsone invernale dell’Asia Orientale. La Figura 1(b) raffigura la LTM del livello GPH500. Evidentemente, il dominio si trova a ovest del solco dell’aria superiore situato sull’Asia orientale, implicando una convergenza dell’aria ai livelli medio-troposferici. Un ulteriore supporto in quota è fornito dal getto dell’Asia orientale. La zona di convergenza all’entrata di questo getto è situata sul bordo meridionale del dominio dell’SH. La posizione climatologica di questa caratteristica della circolazione troposferica superiore è mostrata nella Figura 1(c).
3.2. Tendenze dell’Intensità dell’SH
La caratteristica più saliente dell’SH è il suo estrema condizione di freddo associato al meteo. Per illustrare la variabilità interannuale delle temperature minime dell’SH sul dominio e rilevare possibili tendenze, i dati giornalieri di tutte le 11 stazioni sono stati mediati per i 3 mesi (DJF) per produrre una singola figura rappresentante la gravità di ogni inverno. Successivamente, sono state calcolate le anomalie standardizzate annuali sottraendo i 60 valori mediati da ciascun valore annuale e dividendo il risultato per la deviazione standard dei 60 anni. Inoltre, è stata applicata una media mobile centrata su 5 anni per rilevare tendenze pronunciate all’interno del set di dati. I risultati di queste analisi sono mostrati nella Figura 2. Chiaramente, l’SH sta attraversando una fase di riscaldamento. Inoltre, il riscaldamento sul dominio si è accelerato durante la seconda metà del periodo, con un tasso considerato superiore a quello di qualsiasi altra località del globo (Jones et al., 1999; Houghton et al., 2001). Queste argomentazioni sono supportate da alcuni risultati. Primo, la costante crescita della tendenza della media mobile durante la seconda metà del periodo implica che non solo si sta verificando un riscaldamento, ma che è stabile e mostra solo lievi fluttuazioni. Secondo, la tendenza lineare calcolata per questo periodo è più ripida di quella che comprende tutti i 60 anni, mostrando un aumento medio di 0.18 °C/anno rispetto a 0.07 °C/anno dal 1937-1938 al 1996-1997 (entrambe le tendenze sono significative al 99% di livello di confidenza). Infine, delle anomalie standardizzate calcolate per la seconda metà del periodo, solo nove sono negative, con tutti gli ultimi 12 anni positivi, indicando inverni più miti durante questo periodo. Questi risultati sono supportati dallo studio di Sahsamanoglou et al. (1991) e Panagiotopoulos et al. (2005), che hanno trovato un significativo calo dei valori di SLP sulla Siberia dalla fine degli anni ’70.
La Figura 2 illustra le anomalie standardizzate annuali delle temperature minime dell’Alta Pressione Siberiana (SH) attraverso i decenni. Ecco una spiegazione dettagliata dei suoi componenti:
- Asse Y (anomalie standardizzate): Le anomalie standardizzate sono misurate in deviazioni standard dall’andamento medio a lungo termine. I valori negativi indicano anni più freddi rispetto alla media, mentre i valori positivi indicano anni più caldi.
- Asse X (anni): L’asse orizzontale mostra gli anni dal 1935 al 2000, fornendo un lungo periodo di tempo per osservare le tendenze climatiche.
- Linee nel grafico:
- Linea continua: Rappresenta la media mobile su 5 anni delle temperature, che aiuta a visualizzare la tendenza generale al riscaldamento o raffreddamento nel corso degli anni, smussando le fluttuazioni annuali.
- Linea tratteggiata: Indica il fit lineare dal 1967 al 1996, mostrando la tendenza delle temperature in questo specifico intervallo temporale.
- Linea a punti: Mostra il fit lineare dal 1937 al 1996, coprendo quasi l’intero periodo graficato e dando una visione complessiva della tendenza delle temperature.
- Annotazioni di temperatura:
- Numerosi valori di temperatura sono annotati direttamente sul grafico, indicando la temperatura relativa di inverni specifici in gradi Celsius. Ad esempio, “-26.7°C” nei primi anni ’40 indica un inverno particolarmente freddo, mentre valori come “-21.7°C” verso la fine degli anni ’90 mostrano inverni relativamente più miti.
Questo grafico è cruciale per comprendere come le temperature minime durante l’inverno sotto l’influenza dell’SH abbiano variato nel tempo, con una tendenza generale al riscaldamento, soprattutto nella seconda metà del secolo XX. Queste informazioni sono fondamentali per gli studi climatici riguardanti le variazioni a lungo termine e i cambiamenti climatici nella regione asiatica.
4. Correlazioni tra l’intensità dell’Emisfero Sud e le oscillazioni standard
Nonostante il dominio e la vasta estensione dell’Emisfero Sud (SH), i suoi effetti non locali sul clima e le associazioni con altre modalità oscillanti nell’Emisfero Nord (NH) sono un’area di conoscenza limitata (Panagiotopoulos et al., 2005). Inoltre, studi precedenti (Wu e Wang, 2002a; Panagiotopoulos et al., 2005) hanno fornito prove contraddittorie riguardo l’associazione dello SH con altre variazioni climatiche nel NH e se queste relazioni siano sostanziali.
Lo scopo dei Capitoli 4 e 5 è affrontare questa questione ed esaminare la relazione tra l’intensità dello SH, definita dalle temperature minime superficiali, e le oscillazioni standard del NH e vari parametri atmosferici.
Prima di descrivere la metodologia utilizzata, deve essere fatta una referenza terminologica. In questa sezione, il termine “oscillazione” è stato preferito a “teleconnessione”, anche se entrambi sono usati sinonimamente in meteorologia (Felix et al., 2010). “Oscillazione” descrive esclusivamente modelli di altalena su larga scala in strati troposferici poco profondi tra regioni confinate, rispetto a teleconnessione, che è spesso usata quando si verifica una connessione tra cambiamenti meteorologici in regioni del globo ampiamente separate (Glickman, 2000). Pertanto, le oscillazioni standard, come descritto in seguito, sono un termine più appropriato per descrivere le loro fluttuazioni di pressione rispetto all’intensità dello SH.
Stabilire relazioni tra schemi di pressione o altre variabili atmosferiche è comunemente fatto esaminando la correlazione tra serie temporali. Per analizzare la relazione tra l’intensità dello SH e le oscillazioni standard, sono state derivate anomalie standardizzate mensili con lo stesso metodo descritto nella Sezione 3.2. Le anomalie standardizzate dello SH sono state correlate con indici mensili (DJF) di vari indici di oscillazione standard del NH e l’indice dell’Oscillazione del Sud El-Nino (come Nino 3.4) per il periodo dal 1950 al 1997 (anni di dati disponibili per gli indici del NH), risultando in un totale di 143 valori mensili. Le oscillazioni standard del NH includono l’Oscillazione Nord Atlantica, il Modello Atlantico Est, il Modello Pacifico Est-Nord Pacifico, il Modello Pacifico-Nord America, il Modello Atlantico Est-Russia Ovest, il Modello di Transizione del Pacifico, il Modello Scandinavia, l’Indice del Pacifico Nord, l’Oscillazione Artica (AO), l’Oscillazione Decennale del Pacifico e il Modello del Mar del Nord-Mar Caspio.
I risultati ottenuti nell’analisi di correlazione indicano che l’intensità dello SH non è fortemente associata alla maggior parte delle oscillazioni esaminate in questo studio. Tra tutte le 12 relazioni, la correlazione dello SH con l’AO è la più alta, superando di gran lunga altre correlazioni con R = 0,46 (p value < 0,0001). Di natura simile all’AO (Wu e Wang, 2002a), la seconda correlazione più forte dello SH è con l’Oscillazione Nord Atlantica con R = 0,26 (p value = 0,002). Poiché l’AO ha l’associazione più forte con lo SH, viene fornita un’elaborazione dell’indice AO. L’indice mensile AO è costruito proiettando le anomalie mensili dell’altezza media GPH1000 verso nord fino a 20 °N sulla modalità principale della Funzione Ortogonale Empirica (EOF) di queste altezze, mostrata nella Figura 3, in una risoluzione spaziale di 2,5 °(lat) per 2,5 °(long). La serie temporale di queste anomalie è poi normalizzata dalla deviazione standard dell’indice (vedi http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/daily_ao_index/history/method.shtml).Puoi fornirmi una versione rielaborata del segmento tradotto corregendo eventuali errori ortografici e scrivendo in grassetto le parti più importanti?
La figura 3 mostra una mappa di regressione relativa alla Funzione Ortogonale Empirica principale (EOF) dell’Oscillazione Artica (AO), rappresentante il 19% della varianza totale. Nella mappa, i valori numerici indicati (20, 30, 40, ecc.) rappresentano le altezze di pressione a 1000 hPa (millibar), misurate in metri.
Qui sono evidenziati diversi gradienti di altezza atmosferica che circondano l’Artico:
- I numeri più alti (come 30 e 40) sono posizionati direttamente sopra la regione artica, indicando zone di alta pressione.
- I numeri più bassi (come 15 e 25) sono più lontani dall’Artico, indicando zone di pressione più bassa.
Questo schema di pressione alta al centro e bassa in periferia è tipico della fase positiva dell’Oscillazione Artica, che è caratterizzata da una forte alta pressione artica e bassa pressione a medie latitudini. Questo porta a un aumento dei venti occidentali che spingono aria calda e umida verso l’interno delle regioni più settentrionali, influenzando così il clima delle regioni adiacenti. Le linee tratteggiate e le sfumature di grigio aggiungono una dimensione visiva ai cambiamenti di pressione e alla loro distribuzione geografica.
L’informazione fornita nella didascalia della figura, citando la National Oceanic and Atmospheric Administration (2011, 2012), suggerisce che questa analisi si basa su dati raccolti o elaborati in quegli anni, riflettendo gli studi e le osservazioni condotti dall’agenzia.
5. Correlazioni spaziali dell’intensità dello SH con i campi sinottici
Un ulteriore modo per spiegare la variabilità dell’intensità dello SH è esaminando le sue correlazioni spaziali con vari campi sinottici. A tal fine, le anomalie standardizzate delle temperature minime mensili dello SH sono state correlate spazialmente con variabili come la GPH e la temperatura a mille hPa, la GPH cinquecento e U duecento. I campi sinottici utilizzati nelle nostre analisi sono stati estratti dall’archivio di rianalisi NCEP/NCAR, disponibili online. Queste analisi si basano sul periodo dal 1948 al 1997, poiché i dati precedenti al 1948 non sono disponibili su questo sito. Per fornire intuizioni che possono essere attribuite a processi che abbracciano l’intero globo, le analisi non sono limitate all’NH.
Iniziando con il livello atmosferico più basso, indicativo della circolazione atmosferica, il GPH mille mostra due centri di forte correlazione con le temperature minime dello SH: una correlazione positiva sull’Oceano Pacifico tropicale e una correlazione negativa a nord-ovest del dominio dello SH.
Entrambi questi centri di correlazione implicano che un indebolimento della bassa equatoriale e un approfondimento del fianco orientale della IL sono associati a uno SH più caldo. Sebbene l’associazione tra lo SH e la bassa equatoriale sia difficile da interpretare, sottolinea che lo SH è effettivamente collegato ad altri modelli di circolazione ben oltre il suo dominio immediato.
La forte correlazione negativa a nord-ovest del dominio può essere interpretata come una IL nella sua modalità più profonda. Questa modalità contribuisce a un aumento della frequenza dei cicloni atlantici intensi che attraversano la Siberia, che portano ad un’avvezione di masse d’aria calda su questa regione.
La correlazione negativa tra la temperatura a mille hPa sulla punta meridionale della Groenlandia e le anomalie dello SH indica che un nucleo più freddo della IL è associato a temperature più calde sulla Siberia durante l’inverno. Questo è coerente con un approfondimento del fianco orientale della IL, menzionato sopra.
Inoltre, il calo di GPH cinquecento sulla parte orientale della IL, che approfondisce questo ciclone in superficie e associato a uno SH più mite, è manifestato da una forte correlazione negativa. Un modello simile è stato anche riflesso a GPH settecento.
Nei livelli troposferici superiori, la forte correlazione positiva osservata tra U duecento appena a nord del dominio e la temperatura minima dello SH implica che un rafforzamento del vento lì è associato a condizioni meteorologiche meno severe sulla Siberia. Degno di nota, si osserva anche un declino dell’intensità dei getti subtropicali in entrambi gli emisferi durante gli inverni più miti sul dominio, quando il ridotto gradiente termico longitudinale risulta in venti termici deboli.
La figura 4 rappresenta una serie temporale delle anomalie annuali standardizzate per l’Oscillazione Artica (AO) e l’Emisfero Sud (SH) dal 1935 al 2000. Le anomalie sono misurate in termini di deviazioni standard dalla media, con i valori positivi che indicano condizioni più intense del normale e i valori negativi che indicano condizioni meno intense.
Nel grafico:
- La linea tratteggiata rappresenta l’AO.
- La linea continua rappresenta lo SH.
Osservando il grafico, si possono notare variazioni significative nell’intensità sia dell’AO che dello SH nel corso degli anni. Entrambe le serie mostrano una certa correlazione, con periodi in cui entrambe le misure aumentano o diminuiscono simultaneamente. Tuttavia, ci sono anche periodi in cui le due serie mostrano tendenze opposte.
L’AO mostra una variazione più marcata e frequenti inversioni di tendenza, indicando cambiamenti rapidi nelle condizioni di pressione atmosferica artica. D’altra parte, lo SH mostra una variazione relativamente più contenuta con alcune fluttuazioni evidenti.
La comprensione di queste anomalie è essenziale per studiare i cambiamenti climatici e meteorologici globali, poiché entrambi i fenomeni sono importanti indicatori delle dinamiche del clima sia nell’emisfero nord che in quello sud. Le correlazioni tra questi due possono fornire intuizioni su come i cambiamenti climatici in una parte del mondo possano influenzare il clima in un’altra.
La figura 5 mostra grafici di correlazione spaziale delle anomalie standardizzate mensili della temperatura minima dell’Emisfero Sud (SH) con vari campi sinottici, illustrando come diverse variabili atmosferiche si correlano con le temperature minime nell’Emisfero Sud. Ogni pannello rappresenta una mappa diversa:
- (a) GPH1000: Questa mappa mostra la correlazione tra le anomalie di temperatura minima dello SH e l’altezza geopotenziale a 1000 hPa. I valori di correlazione sono indicati con linee di contorno, dove i numeri positivi indicano una correlazione positiva e i numeri negativi indicano una correlazione negativa. Le aree significative al 95% di livello di confidenza sono quelle dove i valori di correlazione superano |0.2|.
- (b) Temperatura a GPH1000: Questa mappa, simile alla prima, visualizza la correlazione tra le temperature a 1000 hPa e le anomalie di temperatura dello SH. Le zone dove le correlazioni sono significative al 95% sono anch’esse indicate, rivelando come variazioni di temperatura in questa quota influenzino o siano collegate alle temperature minime dello SH.
- (c) GPH500: Qui, la correlazione è tra le anomalie di temperatura dello SH e l’altezza geopotenziale a 500 hPa. Le variazioni a questa quota possono indicare cambiamenti più profondi e robusti nei modelli atmosferici, con implicazioni per le temperature superficiali nello SH.
- (d) U200: Questa mappa correla le anomalie di temperatura dello SH con i venti a 200 hPa. Questa altitudine è tipica per l’analisi dei getti aereo, che possono avere un grande impatto sulle condizioni meteorologiche superficiali attraverso il trasporto di massa e calore.
Le mappe mostrano diversi gradi di correlazione spaziale, evidenziati da diverse intensità di contorni, che aiutano a capire come varie parti dell’atmosfera superiore e inferiore interagiscono con e influenzano le condizioni di temperatura al suolo nell’Emisfero Sud. Questi grafici sono utili per i climatologi per identificare le regioni e i livelli atmosferici che hanno un impatto significativo sulle temperature di una vasta regione come l’Emisfero Sud.
6. SH Estremo
Gli eventi di freddo estremo sono una fonte di grande preoccupazione per gli abitanti della Siberia (Lau e Lau, 1984; Begzsuren et al., 2004). Lo scopo delle due sezioni seguenti è affrontare tali eventi discreti, analizzando i processi sinottici che portano alla loro formazione e indicando le loro anomalie come derivate dai valori LTM climatologici, mostrati nella Sezione 3.
Le analisi si concentrano sugli eventi più estremi generati in due diverse scale temporali. La Sezione 6.1 tratta la scala stagionale, analizzando l’inverno più freddo durante il periodo di registrazione di 60 anni. La Sezione 6.2 analizza il periodo di freddo più intenso trovato nei dati.
6.1. L’inverno estremo del 1968-1969
Come mostrato nella Figura 4, l’inverno del 1968-1969 è chiaramente il più freddo nel registro. La significativa correlazione trovata tra l’AO e lo SH è evidenziata dal valore più basso dell’indice annuale dell’AO durante il periodo di 60 anni, coincidente con l’inverno più freddo dello SH osservato.
Il modello di circolazione di questo eccezionale inverno rigido è mostrato per GPH1000 e GPH500. La posizione del getto a getto come mostrato da U200 è stata esaminata ma non è mostrata.
L’anomalia positiva di GPH500 sul Mare di Barents (Figura 6(d)) è dimostrata da un indebolimento della depressione negli strati medio-troposferici. Questo indebolimento è ulteriormente manifestato da un IL superficiale con circa 100 metri sopra la sua profondità LTM (Figura 6(c)). Il ritiro dell’IL permette un’espansione verso ovest del nucleo freddo associato allo SH (Figura 6(a)), accompagnato da un appiattimento della cresta negli strati medio-troposferici (Figura 6(b)). A quote più elevate, si forma una seconda striscia del getto subtropicale a sud-ovest del dominio.
La figura 6 presenta una serie di mappe composite relative all’anno estremo, mostrando le condizioni atmosferiche a due diverse quote, evidenziando sia la struttura standard che le anomalie.
- (a) GPH1000: Questa mappa mostra l’altezza geopotenziale a 1000 hPa. L’area evidenziata con “H” rappresenta una zona di alta pressione. Le linee di contorno rappresentano le altezze geopotenziali, che indicano flussi d’aria e possibili schemi meteorologici. Un’alta pressione in questa mappa può indicare condizioni meteorologiche più stabili in quelle regioni.
- (b) GPH500: Questa mappa mostra l’altezza geopotenziale a 500 hPa. L’area contrassegnata con “L” indica una bassa pressione, che è spesso associata a condizioni meteorologiche più instabili e tempestose. Le linee di contorno mostrano un più profondo coinvolgimento di sistemi a bassa pressione che possono influenzare le condizioni climatiche sopra una vasta area.
- (c) Anomalia a GPH1000 (m): Questa mappa mostra le anomalie di altezza geopotenziale a 1000 hPa in metri. I valori, come il “110” mostrato, indicano quanto l’altezza geopotenziale reale si discosta dalla media climatologica. Un valore positivo può indicare che l’aria è insolitamente calda e meno densa, portando a una pressione più alta del normale.
- (d) Anomalia a GPH500 (m): Similmente, questa mappa visualizza le anomalie di altezza a 500 hPa. Il valore “-120” suggerisce un significativo abbassamento rispetto alla norma, che può essere il risultato di aria molto fredda e densa, abbassando la pressione in quella regione.
Queste mappe sono strumenti critici per comprendere come le variazioni nella struttura verticale dell’atmosfera possano influenzare il clima, particolarmente durante anni con condizioni meteorologiche estreme. Le anomalie, in particolare, aiutano a identificare le deviazioni significative dai modelli climatici attesi, fornendo indizi sulle possibili cause di eventi meteorologici estremi.
6.2. L’ondata di freddo del 21–30 gennaio 1969
Le ondate di freddo estreme sono attese con condizioni ancora più severe di quelle generate da una stagione estremamente fredda. Inoltre, a causa della loro scala temporale ridotta, è più facile trarre preziose intuizioni sull’evoluzione di tali eventi. Per rilevare ondate estreme, è stata implementata una metodologia che considera tutti i giorni invernali per un arco di 60 anni (5.415 giorni per stazione).
Inizialmente, solo il 5% più freddo dei giorni (271 giorni in ogni stazione) è stato utilizzato per l’analisi. Successivamente, è stata impiegata una soglia arbitraria di un minimo di 5 giorni consecutivi per filtrare le ondate di freddo estreme in ogni stazione dai giorni rimanenti. Per distinguere le ondate generate da processi sinottici su larga scala da quelle di natura più locale, sono state necessarie due fasi aggiuntive. Assicurare che le ondate di freddo avessero un’estensione regionale è stato realizzato esaminando gli elenchi di eventi individuali per date coincidenti in almeno 6 delle 11 stazioni. La nuova lista è stata poi nuovamente analizzata sotto la soglia dei 5 giorni consecutivi usata in precedenza, per generare la lista finale delle ondate di freddo estreme nell’emisfero sud.
Utilizzando questo metodo graduato si garantisce una soglia molto robusta, dove le ondate regionali comprendono necessariamente eventi individuali comuni registrati nella maggioranza delle stazioni, e non semplicemente date che si sovrappongono in modo non consecutivo. Questa metodologia ha portato alla definizione complessiva di tre ondate di freddo estreme regionali: 15–23 gennaio 1947, 7–11 gennaio 1951 e 21–30 gennaio 1969. L’ultima ondata è stata scelta come la più estrema per la sua durata maggiore e, più importante, per la sua vasta copertura spaziale. Questa ondata ha interessato tutte le stazioni nel dominio, mentre le prime due ondate sono state osservate rispettivamente solo in nove e sei stazioni.
Durante l’ondata estrema, la temperatura minima media di tutte le 11 stazioni è stata di −41.6 °C, variando tra −24.6 °C (stazione di Zajsan) e −53.1 °C (stazione di Vitim), entrambe registrate il 23 gennaio 1969. La figura 7 illustra le temperature minime giornaliere osservate, mediate sull’intero dominio durante l’inverno in questione. La media mobile è stata impostata su 10 giorni, come la durata dell’ondata, evidenziando la sua gravità.
L’evoluzione dell’ondata estrema è stata analizzata esaminando diagrammi compositi dei livelli atmosferici standard usati nella sezione precedente. A tal fine, sono stati confrontati compositi successivi di 10 giorni con incrementi di 1 giorno, in modo che il primo composito riflettesse le condizioni precedenti l’evento (ovvero 11–20 gennaio 1969) e l’ultimo rappresentasse i giorni successivi all’ondata (ovvero 31 gennaio al 9 febbraio 1969). Di conseguenza, sono stati scrutinati 21 diagrammi per ogni livello atmosferico.
Dei 21 diagrammi, quattro compositi sono presentati per GPH1000, rappresentando le quattro fasi che meglio riflettono l’evoluzione temporale dell’evento a livello di superficie: il periodo precedente l’ondata, l’inizio dell’ondata – coprendo la sua prima metà, il centro dell’ondata e infine, i 10 giorni successivi all’ondata.
Nonostante ricerche precedenti suggeriscano che processi locali come il raffreddamento diabatico e la convergenza dei flussi d’aria di quota superiore contribuiscano a un’intensificazione rapida dell’SH (Emisfero Sud) e, di conseguenza, a un’irruzione di freddo (Ding e Krishnamurti, 1987; Ding, 1990), la Figura 8(a)–(d) dimostra che i fattori che conducono a questa intensa ondata di freddo hanno origine lontano dal dominio SH. Tuttavia, va notato che i processi che hanno portato all’irruzione di questa ondata di freddo non sono indicativi di un meccanismo comune, come mostrato dall’analisi degli eventi estremi del 1947 e 1951, che sono stati generati dai processi sopra menzionati.
Prima dell’ondata, il GPH1000 è più alto al Polo Nord che in Siberia. Questo schema indica condizioni anomale, poiché le masse d’aria più fredde durante l’inverno boreale si trovano più comunemente nell’Eurasia settentrionale. In questa fase, si osserva un’estensione della IL (Isoterma Locale) in modalità profonda sulle latitudini settentrionali, impedendo l’arrivo di masse d’aria estremamente fredde dalle regioni polari al dominio. L’SH non è ancora esposto all’aria gelida e mantiene un nucleo debole sopra la Mongolia occidentale (Figura 8(a)).
Nella prima fase dell’evento (Figura 8(b)), un indebolimento del fianco orientale della IL permette l’inizio dell’avvezione dell’aria polare verso le medie latitudini. Quest’aria gelida si accumula sopra la Russia nordoccidentale.
La Figura 8(c), che rappresenta il centro dell’evento, mostra un indebolimento della IL e del suo fianco orientale in tandem con una migrazione verso ovest, che riduce ulteriormente le possibilità di avvezione calda verso la Siberia. Questo indebolimento è spiegato dal mancato supporto dell’aria superiore, come indicato dalla cresta situata sopra l’Europa nordoccidentale (Figura 9(a)). Da notare, durante questa fase, il getto subtropicale è diviso in due correnti separate (non mostrato). In questa fase, la massa d’aria polare progredisce verso est, portando alla costruzione dell’SH in modalità pronunciata, risultando in un GPH1000 di 300 m, 30 m più alto della sua media a lungo termine (LTM), equivalente a due deviazioni standard.
La conclusione di questo episodio è segnata da un approfondimento del basso subpolare in quota (Figura 9(b)), che permette un’intensificazione ricorrente della IL in superficie come osservato prima dell’evento (Figura 8(d)). L’intensificazione della IL porta alla generazione di una cintura di bassa pressione orientale con due centri ciclonici (indicati da una freccia tratteggiata in Figura 8(d)), che potenzia l’isolamento del bacino di aria estremamente fredda, spingendolo ulteriormente a sud e portando alla dissipazione dell’SH sul dominio.
Il ruolo importante della IL nel modificare le temperature sulla Siberia è coerente con lo studio di Rogers e Mosley-Thompson (1995), che si basava su dati globali grigliati mediati mensilmente piuttosto che su osservazioni giornaliere al suolo.
Contrariamente alla IL, il basso delle Aleutine è stato trovato non attivo nel modulare l’attività dell’SH. Questo si riflette nelle sezioni che analizzano le correlazioni dell’SH con oscillazioni standard, le sue correlazioni spaziali con vari campi sinottici e le sue modalità estreme su brevi e lunghe durate.
La Figura 7 rappresenta le temperature minime giornaliere medie calcolate su 11 stazioni metereologiche nel corso del tempo. Sull’asse delle y sono indicate le temperature in gradi Celsius, mentre sull’asse delle x sono riportate le date.
- Linea continua: rappresenta le temperature minime medie giornaliere registrate.
- Linea tratteggiata: indica la media mobile centrata su 10 giorni delle temperature minime. Questo aiuta a visualizzare la tendenza generale delle temperature nel tempo, levigando le fluttuazioni giornaliere e mettendo in evidenza i trend più lunghi.
I punti neri segnano l’inizio e la fine dell’ondata di freddo estremo. Si può notare che il periodo più freddo, evidenziato dalla discesa più profonda della linea continua, coincide con la parte centrale dell’ondata di freddo, dove le temperature raggiungono i valori più bassi.
In sintesi, questa figura illustra come le temperature minime hanno variato durante l’inverno, con un particolare focus sul periodo dell’ondata di freddo estremo, evidenziando la gravità e la durata dell’evento.
La Figura 8 mostra quattro mappe composite del GPH1000 (Geopotential Height a 1000 hPa) durante l’episodio invernale del 1968-1969. Queste mappe sono utili per visualizzare l’evoluzione delle condizioni atmosferiche associate all’ondata di freddo in studio. Ogni pannello rappresenta un momento diverso durante l’ondata di freddo:
- (a) Condizioni precedenti: (giorni mediati: 11 gennaio 1969 al 20 gennaio 1969) – Questo pannello mostra la configurazione atmosferica prima dell’arrivo dell’ondata di freddo. È possibile osservare alti geopotenziali (indicati da “H”) e bassi geopotenziali (indicati da “L”) che configurano il movimento dell’aria fredda verso le latitudini più meridionali.
- (b) Inizio dell’ondata: (giorni mediati: 15 gennaio 1969 al 24 gennaio 1969) – Mostra come i sistemi di alta e bassa pressione cominciano a spostarsi in maniera tale da favorire l’introduzione di aria fredda verso il centro e le regioni meridionali del dominio in esame.
- (c) Centro dell’ondata: (giorni mediati: 21 gennaio 1969 al 30 gennaio 1969) – Questo pannello evidenzia il momento più intenso dell’ondata di freddo. L’area di alta pressione si è spostata e la bassa pressione si è approfondita, favorendo l’ulteriore ingresso di aria molto fredda.
- (d) Fine dell’ondata: (giorni mediati: 31 gennaio 1969 al 9 febbraio 1969) – Illustra la terminazione dell’ondata di freddo, con una riconfigurazione delle altezze geopotenziali che suggerisce un allontanamento delle condizioni più estreme di freddo.
In ciascun pannello, le linee continue rappresentano le altezze geopotenziali a intervalli regolari, indicando il flusso e la struttura della pressione atmosferica. La configurazione di questi sistemi di alta e bassa pressione gioca un ruolo cruciale nel determinare la direzione e l’intensità del flusso d’aria, influenzando così le condizioni meteorologiche sperimentate sul terreno.
La Figura 9 presenta due mappe composite del GPH500 (Geopotential Height a 500 hPa) che illustrano l’evoluzione atmosferica durante il centro e la terminazione dell’ondata di freddo invernale del 1968-1969. Le mappe mostrano la dinamica atmosferica a circa 5000 metri di altitudine, offrendo una visione dettagliata della struttura della pressione atmosferica. Ogni pannello rappresenta un periodo diverso durante l’ondata di freddo:
- (a) Centro dell’ondata: (giorni mediati: 21 gennaio 1969 al 30 gennaio 1969) – Questa mappa mostra il periodo più intenso dell’ondata di freddo, con una profonda area di bassa pressione (“L”) che domina su vasti settori, influenzando direttamente le condizioni meteorologiche con l’ingresso di masse d’aria fredda.
- (b) Fine dell’ondata: (giorni mediati: 31 gennaio 1969 al 9 febbraio 1969) – Illustra la fase di terminazione dell’ondata di freddo, mostrando una diminuzione dell’intensità della bassa pressione e un possibile ritorno a condizioni atmosferiche meno estreme. Questa transizione segnala un ritorno verso configurazioni di pressione più equilibrate.
Le linee nelle mappe rappresentano le altezze geopotenziali a intervalli regolari, che indicano il flusso e la struttura della pressione atmosferica a quel livello. La configurazione di alta e bassa pressione è cruciale per determinare la direzione e l’intensità del flusso d’aria, influenzando così le condizioni meteorologiche. La disposizione e il movimento di queste strutture di pressione sono determinanti per le variazioni di tempo e temperatura nelle aree interessate.
7. Conclusioni
Un’analisi approfondita delle osservazioni giornaliere delle temperature minime di superficie da 11 stazioni, condotta nell’entroterra eurasiatico per gli inverni dal 1937–1938 al 1996–1997, ha permesso di mettere in luce le recenti tendenze nell’intensità dello SH e i fattori globali e sinottici associati alle sue fluttuazioni. È evidente che il riscaldamento globale è considerevole sulla Siberia, accelerando nei periodi recenti. Le tendenze lineari sono aumentate da 0,07 °C/anno per l’intero periodo di 60 anni a 0,18 °C/anno per la seconda metà del periodo.
Nel corso del record di 60 anni, sono state identificate tre intense ondate di freddo regionali. Per affrontare il meccanismo di formazione e dissoluzione dello SH, è stata analizzata l’ondata di freddo più severa di questi 60 anni.
L’IL è stato rivelato come il sistema sinottico più importante nella modulazione dell’attività dello SH, supportato dai seguenti punti:
- Una forte correlazione positiva con l’AO, che implica un IL profondo durante gli inverni miti dello SH.
- Una forte correlazione spaziale tra l’IL e la temperatura dello SH, che indica uno SH più caldo durante la modalità profonda dell’IL.
- Nell’ondata estrema analizzata, oltre all’avvezione calda associata all’IL, la sua posizione e profondità hanno dimostrato la capacità di controllare l’approvvigionamento di aria advetta dalle regioni polari al dominio dello SH.
Ringraziamenti Il primo autore ringrazia calorosamente per i fondi aggiuntivi forniti dal Fondo Amiran, Università Ebraica di Gerusalemme. Gli autori desiderano ringraziare Tamar Sofer per il suo aiuto nella preparazione delle figure e Baruch Ziv per i suoi commenti perspicaci sulle versioni precedenti di questo articolo. Vorremmo ringraziare anche due revisori anonimi per i loro suggerimenti utili e commenti.