Meccanismi di Amplificazione Intrastagionale dell’Alto Siberiano

Il lavoro di ricerca di Koutarou Takaya e Hisashi Nakamura, intitolato “Mechanisms of Intraseasonal Amplification of the Cold Siberian High”, si concentra sulla comprensione dei processi fisici e dinamici che portano all’amplificazione intrastagionale dell’Alta Siberiana, ovvero un’area di alta pressione che si sviluppa in modo pronunciato durante i mesi invernali sul continente eurasiatico, in particolare in Siberia. Tale fenomeno è cruciale poiché esercita una forte influenza sui modelli circolatori su larga scala nell’emisfero settentrionale, modulando la formazione e il movimento di masse d’aria fredda, determinando condizioni meteo estreme a media latitudine, nonché influenzando la distribuzione dell’umidità e le precipitazioni stagionali in molte regioni dell’Asia orientale e dell’Europa.

In generale, l’Alta Siberiana è una caratteristica ricorrente nei mesi invernali, con base nel continente eurasiatico: essa si manifesta come una robusta cella anticiclonica a bassa quota, alimentata da temperature estremamente basse vicino al suolo e dalla stabilità termica che si crea in presenza del vasto innevamento tipico dell’area. Tuttavia, ciò che il lavoro di Takaya e Nakamura indaga è il motivo per cui, in alcune fasi dell’inverno (su scala intrastagionale, tipicamente di qualche settimana), questo anticiclone possa subire un rafforzamento e un’espansione considerevoli rispetto alla sua configurazione media. Comprendere questi meccanismi non è soltanto un esercizio teorico, ma offre spunti per migliorare la previsione del tempo a medio termine, dato che la forza, la posizione e la persistenza dell’Alta Siberiana influiscono sui modelli di ventilazione fredda verso l’Asia orientale, la dinamica dei monsoni invernali e le onde planetarie che si propagano verso l’Europa e il Nord America.

Lo studio in questione utilizza metodi diagnostici basati su dati di rianalisi e modelli numerici per investigare in che modo diverse componenti della circolazione atmosferica su scala intrastagionale – come le onde planetarie stazionarie, il trasporto di energia e l’interazione tra circolazione troposferica e stratosferica – contribuiscano al rafforzamento dell’Alta Siberiana. Una delle chiavi della loro analisi sta nell’identificazione di schemi ricorrenti che accompagnano l’amplificazione di questo anticiclone freddo. In particolare, gli autori esaminano la relazione tra le anomalie di vorticità potenziale, la propagazione di onde di Rossby a grande scala e le interazioni termodinamiche su terreni ghiacciati e innevati.

Il punto di partenza è riconoscere che la superficie siberiana, estremamente fredda e coperta da neve, facilita la formazione di un anticiclone a basso livello grazie allo strato di aria densa e stabile a contatto con il suolo. Man mano che questo strato si rafforza, può a sua volta interagire con la circolazione atmosferica in quota, modificando i percorsi e l’intensità delle onde planetarie. Le onde di Rossby, grandi increspature del flusso atmosferico su scala emisferica, giocano un ruolo determinante: un flusso ondulato più pronunciato può favorire la creazione di aree in cui l’aria fredda ristagna, intensificando l’anticiclone al suolo. Inoltre, la propagazione e l’interazione tra onde troposferiche e stratosferiche possono contribuire a bloccare o deviare i flussi zonali, facilitando la persistenza di condizioni anticicloniche.

Takaya e Nakamura pongono l’accento sui processi di feedback positivi: quando l’Alta Siberiana comincia a intensificarsi, essa determina un maggiore raffreddamento radiativo dell’aria sovrastante a causa dell’assenza di nubi, dell’aria secca e della lunga notte invernale, consolidando ulteriormente lo strato freddo. Questa massa d’aria fredda, a sua volta, rafforza il gradiente orizzontale di temperatura con l’aria più mite circostante, influenzando il jet stream e la struttura delle onde atmosferiche. Il risultato è una sorta di circolo virtuoso (o vizioso, a seconda del punto di vista), in cui l’intensificazione di una fase dell’Alta Siberiana si autoalimenta grazie all’interazione tra dinamiche su larga scala, condizioni superficiali stabili e termodinamica radiativa.

Un altro aspetto chiave dello studio riguarda l’importanza dei pattern di teleconnessione su scala intrastagionale, come l’Oscillazione Madden-Julian (MJO) o altre oscillazioni su scale inferiori a quella stagionale completa. Questi fenomeni modulano la distribuzione della convezione tropicale, influenzando la circolazione globale. Alterazioni nel pattern convettivo tropicale si trasmettono verso le medie latitudini attraverso la propagazione di onde atmosferiche, che interagiscono con l’Alta Siberiana. Un cambiamento nella posizione o nell’intensità di centri convettivi nell’Indo-Pacifico, ad esempio, può indurre aggiustamenti dinamici nella troposfera extratropicale, portando a una modifica nei percorsi delle onde di Rossby e potenzialmente all’intensificazione della cella anticiclonica siberiana.

Gli autori sottolineano inoltre che la comprensione di questi processi è fondamentale per le previsioni a medio-lungo termine. Infatti, se i modelli numerici sono in grado di cogliere con accuratezza le interazioni tra superfici innevate, irraggiamento, convezione tropicale e onde di Rossby, sarà possibile prevedere con maggiore affidabilità le fasi di intensa Alta Siberiana, anticipando di conseguenza periodi di freddo intenso su regioni densamente popolate dell’Asia e potenzialmente anche le anomalie climatiche in zone più lontane. L’integrazione di dati osservativi con modelli di circolazione generale dell’atmosfera, rianalisi a lungo termine e tecniche diagnostiche avanzate, come quelle utilizzate nello studio, contribuisce a delineare un quadro coerente dei meccanismi responsabili dell’amplificazione intrastagionale dell’Alta Siberiana.

In sintesi, il lavoro di Takaya e Nakamura dimostra che l’intensificazione a breve scala temporale (intrastagionale) dell’Anticiclone Siberiano non è un semplice prodotto del raffreddamento radiativo del suolo o dell’innevamento, ma il risultato complesso di interazioni dinamiche tra circolazione extratropicale, processi radiativi, feedback tra superficie e atmosfera, oltre che influenze provenienti da regioni tropicali attraverso la modulazione di onde planetarie. Questa comprensione approfondita offre strumenti teorici e pratici per migliorare le previsioni meteo-climatiche su scale di settimane o mesi e, potenzialmente, per comprendere meglio la variabilità invernale emisferica nel contesto di un clima in mutamento.

Meccanismi di Amplificazione Intrastagionale dell’Alto Siberiano
KOUTAROU TAKAYA
Centro di Ricerca Avanzata per il Cambiamento Globale, JAMSTEC, Yokohama, Giappone
HISASHI NAKAMURA
Centro di Ricerca Avanzata per il Cambiamento Globale, JAMSTEC, Yokohama, e Dipartimento di Scienze della Terra e dei Pianeti, Università di Tokyo, Tokyo, Giappone
(Manoscritto ricevuto il 5 gennaio 2004, in forma definitiva il 13 giugno 2005)
RIASSUNTO
Questo studio esplora i meccanismi di amplificazione intrastagionale dell’Alto Siberiano, basandosi sull’evoluzione dell’anomalia composita durante gli eventi più intensi osservati nei vari punti della griglia geografica della Siberia. In ogni località analizzata, l’amplificazione dell’alta pressione a livello del suolo è correlata con la formazione di una cresta di blocco nella troposfera superiore.

Particolarmente sulla Siberia centrale e occidentale, è frequente osservare quello che viene definito come il tipo “treno d’onda (di origine Atlantica)”, dove si verifica la formazione di una cresta di blocco come parte di un treno di onde di Rossby quasi-stazionario che si propaga attraverso il continente eurasiatico. Segue una irruzione di aria fredda quando l’aria fredda anomala a livello superficiale raggiunge il versante nord-orientale dell’Altopiano del Tibet.

Attraverso l’applicazione della tecnica di inversione della vorticità potenziale (PV), è stato identificato che l’interazione tra il treno d’onde stazionario di Rossby a livello superiore e le preesistenti anomalie fredde di superficie è cruciale per la notevole amplificazione dell’alta pressione superficiale. Le anomalie di PV a livello superiore legate al treno d’onde potenziano le anomalie antcicloniche fredde a livello di superficie attraverso l’induzione di un’advvezione fredda anomala, la quale contrasta la tendenza naturale delle anomalie termiche a migrare verso est sotto forma di onde termiche di Rossby di superficie.

Queste anomalie fredde di superficie, una volta intensificate, inducono a loro volta un’advvezione vorticosa anomala in alto, la quale rafforza la cresta di blocco e le anomalie cicloniche a valle che compongono il treno d’onde in propagazione. Il processo di sviluppo baroclinico di queste anomalie attraverso questo accoppiamento verticale si manifesta come un flusso significativo di attività ondulatoria ascendente emanato dalle anomalie fredde di superficie, interpretato come una destabilizzazione dissipativa delle onde di Rossby esterne in arrivo.

1. Introduzione
L’Alto Siberiano è un sistema di alta pressione superficiale semipermanente posizionato sopra il continente eurasiatico durante il periodo invernale, caratterizzato da una pressione centrale media climatologica che supera i 1030 hPa (Fig. 1a). Questo alto è prevalentemente una manifestazione della troposfera inferiore e, in media climatologica, non si osserva una cresta di pressione significativa a livello superiore sopra la Siberia (Fig. 1). In realtà, l’alto rappresenta la manifestazione superficiale di onde planetarie con una struttura nettamente baroclinica.

Questo sistema gioca un ruolo fondamentale nel clima invernale del continente eurasiatico e del nord-ovest del Pacifico, principalmente tramite la formazione di una massa d’aria continentale fredda. In termini climatologici, un marcato gradiente di pressione tra l’Alto Siberiano e il Bassopresso delle Aleutine a est (Fig. 1a) genera costanti monsoni quasi superficiali in queste regioni. Evidenziato nella Fig. 1a, il valore negativo maggiore (o il “punto freddo”) della componente climatologica media della temperatura a 850 hPa si trova nell’estremo oriente settentrionale, ad est dell’Alto Siberiano, dove predominano i monsoni settentrionali. Questo spostamento di fase è associato al trasporto di calore verso il polo nell’estremo oriente, che è il più intenso di tutto l’emisfero settentrionale (Higuchi et al. 1991).

Il contatto tra il flusso monsonico e una massa d’aria calda nei subtropici mantiene un estremamente stretto gradiente termico meridionale nella parte media dell’estremo oriente (ad esempio, Nakamura et al. 2002). Un’abbondante fornitura di calore e umidità al flusso monsonico dalla superficie calda dell’oceano del Kuroshio e dalle sue diramazioni contribuisce a ridurre la stabilità statica vicino alla superficie. La forte baroclinicità della troposfera inferiore, così mantenuta, alimenta eddies baroclinici migratori che contribuiscono a formare una traccia di tempesta ben definita a valle (Blackmon et al. 1977; Hoskins e Valdes 1990; Nakamura 1992; Nakamura et al. 2002), evidenziata come una cintura zonalmente allungata di massimi locali di precipitazioni attraverso il bacino del Pacifico (Nakamura et al. 2002). Una parte dell’umidità trasportata dalla superficie del Kuroshio nel flusso monsonico viene poi trasportata a valle dalle tempeste e precipita come flusso di acqua dolce nell’oceano.

In questo modo, l’Alto Siberiano svolge anche un ruolo importante nel sistema atmosferico-oceanico accoppiato sul bacino del Pacifico settentrionale, attraverso il monsone invernale e l’attività della traccia di tempesta. Numerosi studi precedenti sull’Alto Siberiano si sono concentrati sulla sua variabilità intrastagionale o interannuale, ponendo l’accento sulla circolazione della troposfera inferiore o sul bilancio termico, incluso l’effetto radiativo. Esbensen (1984) e Clark et al. (1999) hanno esaminato le anomalie della circolazione a 700 hPa associate all’Alto Siberiano anomalo. Attraverso un’analisi del bilancio termico, Ding e Krishnamurti (1987) e Ding (1990) hanno dimostrato che un raffreddamento diabatico significativo e una discesa su larga scala contribuiscono alla rapida formazione dell’alto attorno al suo centro climatologico, spesso seguita da un’eruzione di aria fredda (o ondata di freddo) verso l’estremo oriente a latitudini medie.In media, 20-30 eventi di impulso freddo sono osservati in una singola stagione invernale (Ding e Krishnamurti 1987; Ding 1990). Ding (1990) ha evidenziato che le eruzioni di aria fredda e la conseguente migrazione verso sud dell’Alto Siberiano superficiale sono fenomeni a bassa frequenza con scale temporali di circa 10-20 giorni. I percorsi preferiti delle anomalie anticicloniche fredde vicino alla superficie, dedotti dall’analisi di correlazione di Hsu e Wallace (1985) e Hsu (1987), suggeriscono una tendenza di queste anomalie a migrare verso sud lungo i versanti sottovento delle principali catene montuose extratropicali, in linea con la tendenza osservata ad est dell’Altopiano Tibetano (Ding 1990).

Un evento di impulso freddo spesso provoca una brusca diminuzione della temperatura, gelate severe, piogge gelate o forti nevicate sulla Cina orientale, Corea e Giappone (Boyle e Chen 1987). In rari casi, l’influenza di questi eventi si estende fino al Mar Cinese Meridionale, portando condizioni meteorologiche anormalmente fredde e anche influenzando l’attività convettiva sul Continente Marittimo (Lau e Chang 1987; Ding e Krishnamurti 1987). Inoltre, l’intensificazione dell’alto può causare condizioni meteorologiche invernali estreme in Mongolia con significative accumulazioni di neve (“White Dzud”) o suolo gelato (“Iron Dzud”), provocando gravi danni al bestiame. Al contrario, il deperimento dell’Alto Siberiano tende a indebolire il monsone asiatico, portando a condizioni meteorologiche più miti sull’estremo oriente e all’intensificazione dell’attività della traccia di tempesta sul Pacifico settentrionale (Nakamura et al. 2002).Alcuni studi precedenti si sono concentrati sulla relazione tra eruzioni di aria fredda superficiale e anomalie della circolazione nella troposfera media o superiore. Suda (1957) ha dimostrato attraverso un’analisi di correlazione che la variabilità intrastagionale del monsone invernale dell’Asia orientale è accompagnata da anomalie di pressione ondulatorie nella midtroposfera attraverso il continente eurasiatico. Joung e Hitchman (1982) hanno mostrato che, prima di un’eruzione di aria fredda sull’Asia orientale, i centri di anomalie a livello superiore tendono a formarsi, svilupparsi e decadere successivamente l’uno a valle dell’altro attraverso il continente eurasiatico. Hanno evidenziato che il treno d’onde mostra essenzialmente una struttura barotropa su gran parte del continente eurasiatico, ma la sua struttura diventa altamente baroclinica man mano che si avvicina alla costa dell’Asia orientale.

Pattern ondulatori simili nella troposfera superiore sopra l’Eurasia, inclusa la loro struttura baroclinica sull’Estremo Oriente, sono stati anche identificati da Lau e Lau (1984), Hsu e Wallace (1985), e Hsu (1987). È importante notare che l’uso di dati non filtrati da parte di Joung e Hitchman (1982) e Hsu (1987) ha enfatizzato le caratteristiche sinottiche delle anomalie. Wu e Chan (1997) hanno esaminato le caratteristiche sinottiche a livello superiore associate a due tipi di impulsi freddi del monsone invernale asiatico.

Lo studio dell’Alto Siberiano e della sua variabilità ha una lunga storia e non è limitato al periodo postbellico. Uno dei lavori pionieristici su questo argomento fu condotto quasi un secolo fa da Ficker (1911), uno scienziato austriaco che analizzò le mappe giornaliere delle temperature superficiali eurasiatiche di dicembre 1901. Egli dimostrò chiaramente che l’alto siberiano in sviluppo era accompagnato da aria calda che si estendeva verso nord-est sulla Siberia centrale e aria fredda che avanzava verso sud sia intorno ai Monti Urali che sull’Estremo Oriente. Da una prospettiva moderna, questa firma ondulata può essere interpretata come una manifestazione superficiale di un treno d’onde di Rossby che si propaga da monte. Nel suo articolo fondamentale, Rossby (1939) tentò di trovare la prima applicazione della sua teoria lineare delle onde di Rossby nelle variazioni intrastagionali dell’alto siberiano, in relazione al cosiddetto ciclo degli indici (cioè, la vacillazione nelle correnti a getto zonali medie-latitude).

È stato quindi suggerito da studi precedenti che l’osservata amplificazione dell’Alto Siberiano e la conseguente eruzione di aria fredda sull’Estremo Oriente potrebbero essere correlate alle anomalie della circolazione nella troposfera superiore in associazione con onde in propagazione. Tuttavia, i processi dinamici specifici attraverso i quali le anomalie di freddo superficiale sono indotte o mantenute dalle anomalie di livello superiore e come le prime possano, a loro volta, rafforzare queste ultime non sono stati ancora del tutto chiariti. L’obiettivo del presente studio è chiarire la struttura tridimensionale dell’evoluzione quasi-stazionaria, submensile dell’Alto Siberiano, basandosi sull’analisi dei dati osservati negli ultimi 40 anni. Ci proponiamo di chiarire specifici meccanismi dinamici e termodinamici di amplificazione intrastagionale dell’Alto Siberiano, applicando l’inversione della vorticità potenziale (PV) alla sua evoluzione temporale osservata.

Nella sezione 2, viene fornita una spiegazione del metodo di inversione PV adottato in questo studio. Una descrizione del dataset e dei metodi di analisi è presentata nella sezione 3. Nella sezione 4, vengono esposti i risultati della nostra analisi composita realizzata per estrarre segni coerenti nell’evoluzione e nella struttura delle anomalie della circolazione durante gli eventi di amplificazione intrastagionale dell’alto. Nella sezione 5, ci impegniamo a chiarire i processi dinamici e termodinamici coinvolti nell’evoluzione delle anomalie di livello superiore e di superficie e del loro accoppiamento. Mostreremo in particolare che l’interazione delle onde di Rossby stazionarie con la baroclinicità di superficie è di importanza critica per la variabilità dell’Alto Siberiano.

Pannello (a) – Pressione al Livello del Mare e Temperatura

Questo pannello mostra la distribuzione della pressione al livello del mare (SLP) contornata ogni 5 hPa. Le aree con pressione superiore a 1020 hPa sono rappresentate da un stippling leggero, mentre le aree con una pressione di 1030 hPa o superiore sono ulteriormente evidenziate con contorni più chiari. Questo illustra la presenza dell’Alto Siberiano, una significativa alta pressione situata tipicamente sull’Asia settentrionale durante l’inverno. La componente zonalmente asimmetrica della temperatura a 850 hPa è visualizzata utilizzando stippling pesante per temperature sotto -2 K e stippling leggero per temperature sopra i 2 K, con linee sottili che delineano i gradienti di temperatura a 2, 6, 10 K, ecc. Questo dettaglio sottolinea le variazioni termiche significative che possono influenzare la dinamica atmosferica regionale e la formazione di fenomeni meteorologici.

Pannello (b) – Altezza Geopotenziale a 250-hPa

Questo pannello mostra la componente zonalmente asimmetrica dell’altezza geopotenziale a 250-hPa, con contorni tracciati per ogni 50, 150, 250 m, ecc., e i valori negativi rappresentati da linee tratteggiate. L’altezza geopotenziale a questa quota riflette le variazioni di altezza della superficie isobarica, che è direttamente correlata ai movimenti verticali nell’atmosfera e alla configurazione delle onde atmosferiche su larga scala. Le anomalie a questa quota possono indicare regioni di convergenza o divergenza che sono fondamentali per la formazione e il movimento delle tempeste atmosferiche e per l’intensificazione dei sistemi di bassa pressione.

Significato Generale

Queste rappresentazioni grafiche sono cruciali per comprendere come la struttura barica e termica sulla vasta area dell’Eurasia e del Nord Pacifico influenzi i pattern climatici, in particolare durante la stagione invernale. Il legame tra l’alta pressione dell’Alto Siberiano e le basse temperature associate evidenzia l’importanza di questo sistema di alta pressione nella modulazione del clima invernale e nelle dinamiche di trasporto di masse d’aria fredda verso l’Asia orientale. La mappa a 250 hPa offre una prospettiva critica sulla struttura verticale dell’atmosfera e sulle interazioni tra i livelli alti e bassi che possono esacerbare o mitigare gli eventi meteorologici estremi, come tempeste e fronti freddi.

2. Inversione del PV (Potenziale di Vorticità)

a. Concetto generale

Nel contesto quasigeostrofico (QG), il PV è definito utilizzando una rappresentazione che include il parametro di Coriolis e una funzione di corrente geostrofica, che è legata al geopotenziale. Si utilizza una coordinata di pressione logaritmica per semplificare le rappresentazioni verticali.

Una delle caratteristiche significative del PV è la sua “invertibilità”, che è stata evidenziata da studi seminali negli anni ’60 e ’80. Questa proprietà permette di determinare univocamente la distribuzione di una funzione di corrente geostrofica a partire da una distribuzione anomala di PV, sotto condizioni al contorno appropriate e mantenendo l’equilibrio del vento termico.

È importante notare che le anomalie di PV con una certa scala orizzontale e confinate a un particolare livello hanno la capacità di indurre una circolazione anomala intorno a esse che si estende verticalmente. Questa circolazione può estendersi fino alla superficie, a seconda della stratificazione verticale dell’atmosfera, che è tipicamente meno densa nella troposfera.

Le condizioni al contorno per l’inversione di PV possono includere la distribuzione della temperatura potenziale anomala sia ai confini inferiore che superiore, suggerendo che la temperatura superficiale può, a sua volta, comportarsi come un’anomalia di PV che induce una circolazione anomala sopra di essa modificando la stratificazione dell’atmosfera. In particolare, le anomalie di superficie fredde e calde possono agire rispettivamente come anomalie di PV anticicloniche e cicloniche.

È fondamentale riconoscere che il gradiente di temperatura superficiale nello stato medio funge da gradiente di PV che permette alle anomalie termiche localizzate sulla superficie di comportarsi come onde di Rossby termiche, che si propagano verso est rispetto al flusso medio in condizioni extratropicali tipiche.

Nella pratica dell’inversione di PV, si considera il profilo verticale della stabilità atmosferica, che viene calcolato come media climatologica su un’area specifica dove le anomalie di PV sono definite. Questo permette di incorporare le caratteristiche regionali dello stato medio climatologico nell’inversione di PV, anche nel quadro QG. L’altezza della tropopausa regionale e la forte stabilità statica vicino alla superficie durante l’inverno in Siberia sono esempi di parametri che possono essere specificati in modo realistico per l’inversione di PV.b. Condizioni al Confine

Data la comparabilità tra l’altezza di scala HR per le anomalie troposferiche su larga scala e la profondità della troposfera, impostare specificamente la condizione al limite inferiore nell’invertire le anomalie di PV a livello superiore può implicitamente equivalere a presupporre la presenza di anomalie termiche sulla superficie oltre a quelle esplicitamente specificate. È quindi cruciale prestare attenzione speciale nel definire le anomalie di temperatura superficiale come condizione al limite inferiore per l’inversione di PV, soprattutto se lo studio è focalizzato sull’interazione verticale tra le anomalie di PV a livello superiore e quelle di superficie.

In alcuni esempi idealizzati, come quelli discussi da Hoskins et al., è stata utilizzata una condizione al limite inferiore in cui la temperatura superficiale è stata impostata a zero. Questo approccio è stato utilizzato per analizzare la struttura tridimensionale della circolazione anomala indotta da anomalie di PV a livello di tropopausa. Questa stessa condizione al limite è stata applicata anche in studi successivi basati su dati osservativi.

Nonostante la prescrizione di una temperatura superficiale nulla, le anomalie di PV a livello superiore hanno comunque un effetto, inducendo anomalie di temperatura alla superficie del suolo. Ad esempio, anomalie antcicloniche a livello superiore possono causare un abbassamento delle superfici isentropiche attraverso tutta la troposfera. Questo può portare alla formazione di anomalie calde adiacenti alla superficie se le temperature superficiali fossero libere di variare.

Stabilire che le anomalie di temperatura superficiale siano nulle equivale, in pratica, a introdurre un effetto termico opposto per neutralizzare l’effetto potenziale delle anomalie di PV a livello superiore. Queste anomalie fredde ipotetiche alla superficie sarebbero associate a una circolazione antciclonica anomala, particolarmente intensa proprio a livello del suolo. Questo dettaglio è fondamentale per comprendere come le condizioni al confine influenzino l’interpretazione e i risultati degli studi di dinamica atmosferica.

È quindi probabile che la particolare condizione al confine che impone l’assenza di una temperatura superficiale possa portare a una sovrastima dell’influenza del livello superiore sulla superficie del suolo. Come altra scelta per la condizione al confine inferiore, si potrebbero assegnare i valori di temperatura osservati effettivamente alla superficie. Poiché la temperatura superficiale può essere generata, almeno in parte, attraverso l’influenza delle anomalie di PV in quota, assegnare la temperatura osservata come condizione al confine inferiore non può isolare completamente l’influenza discendente delle anomalie di PV di livello superiore dall’effetto locale della temperatura superficiale.

Come discusso sopra, prescrivere la condizione al confine sulla vera superficie del suolo nell’invertire le anomalie di PV di livello superiore, necessaria per la coerenza matematica come descritto di seguito, rende impossibile isolare un particolare tipo di influenza che le date anomalie di PV di livello superiore eserciterebbero sulla vera superficie del suolo appena prima che “sentano” la sua presenza. È questa “influenza immediata” che tentiamo di estrarre in questo studio. Consideriamo che l’influenza immediata dovrebbe essere, per natura, indipendente da una particolare impostazione della condizione al confine della vera superficie del suolo. Tuttavia, esiste una certa ambiguità su come assegnare le condizioni al confine nella pratica dell’inversione di PV, e generalmente non possiamo determinare a priori quale condizione al confine sia la più appropriata (Bishop e Thorpe 1994).

Per estrarre un’influenza immediata come sopra, indotta sulla superficie esclusivamente dalle date anomalie di PV di livello superiore in modo più diretto, abbiamo eseguito l’inversione di PV con una superficie piatta immaginaria posta sufficientemente in profondità sotto la vera superficie del suolo. Il valore di N al livello più basso della troposfera è stato assegnato tra queste due superfici, e una temperatura θ=0 è stata imposta come condizione al confine su quella superficie immaginaria. La superficie era posta così tanto più in profondità rispetto all’HR troposferica che nessun effetto significativo della condizione al confine superficiale dovrebbe raggiungere il livello del suolo reale, e la circolazione anomala così ottenuta sulla vera superficie del suolo dovrebbe riflettere quasi puramente l’influenza diretta delle anomalie di PV di livello superiore.

Per comprendere la natura interattiva dell’amplificazione dell’alto siberiano superficiale, è essenziale anche valutare l’importanza della circolazione anomala di livello superiore indotta dalle anomalie di temperatura superficiale, nel complesso, nell’evoluzione delle anomalie di PV di livello superiore.

Le anomalie di temperatura osservate alla superficie reale del suolo sono state utilizzate per stimare l’intera influenza ascendente delle anomalie termiche superficiali. Per garantire che l’influenza delle condizioni al confine superiore non si estenda in modo inappropriato, il confine superiore dovrebbe essere posizionato nella stratosfera superiore. Nella nostra pratica di inversione del Potenziale di Vorticità (PV), posizionato sia a livello di tropopausa che alla superficie terrestre, la temperatura zero è stata impostata al livello di 1 hPa come condizione al confine superiore. Durante la nostra inversione delle anomalie di temperatura superficiale, non è stata introdotta alcuna superficie immaginaria.

È importante riconoscere che il nostro metodo di inversione del PV è ad hoc, dove sono state applicate diverse impostazioni del confine inferiore tra l’inversione delle anomalie di PV di livello superiore e quelle di superficie. Di conseguenza, il nostro approccio perde una certa coerenza matematica nel senso che un campo di anomalie di circolazione in un dato momento non può essere completamente recuperato quando tutti i campi di circolazione ottenuti invertendo tutte le anomalie di PV interne e le anomalie di temperatura ai confini sono sommati insieme. Questo tipo di “completezza” matematica è assicurato in altre applicazioni di inversione del PV da studi come quelli di Davis e Emanuel (1991), Bishop e Thorpe (1994), e Nielsen-Gammon e Lefevre (1996).

In contrasto, la nostra discussione basata sulla nostra inversione del PV dovrebbe essere mantenuta qualitativa, a causa della mancanza di completezza matematica nel nostro metodo. Tuttavia, il nostro interesse primario è nel comprendere come le anomalie troposferiche superiori e superficiali interagiscono reciprocamente per la loro evoluzione accoppiata, e quindi una valutazione più quantitativa di tale interazione con la completezza matematica è oltre gli scopi del nostro studio.

Il nostro metodo per le anomalie di PV di livello superiore può estrarre la loro influenza sulla circolazione interna e alla superficie, escludendo i possibili effetti delle anomalie termiche superficiali che sono implicitamente assunte in un’impostazione artificiale di assenza di vento o anomalie termiche come condizione al confine della superficie. Inoltre, il nostro metodo di inversione per le anomalie di PV superficiali può illustrare il loro contributo completo in un dato istante all’evoluzione per il momento successivo, inducendo una circolazione anomala attraverso l’intera profondità della troposfera.Cerchiamo di rappresentare l’essenza della natura interattiva nell’evoluzione temporale successiva della circolazione troposferica superiore e delle anomalie termiche superficiali attraverso il loro accoppiamento in modo qualitativo e intuitivo.

Per semplicità, la distribuzione di temperatura composita al livello di 1000 hPa è considerata come le anomalie di PV superficiale nella pratica seguente. Allo stesso modo, verranno mostrate le carte di 1000 hPa per illustrare l’influenza delle anomalie di PV della troposfera superiore sulla superficie. La superficie di 1000 hPa, naturalmente, si trova sotto la superficie del suolo in alcune località del continente eurasiatico. Tuttavia, l’uso delle anomalie a 1000 hPa ha il vantaggio di semplificare i nostri calcoli senza perdere l’essenza dell’accoppiamento verticale, poiché come mostrato successivamente, le caratteristiche essenziali per l’amplificazione intrastagionale dell’Alto Siberiano sono osservate principalmente nella regione dove l’elevazione superficiale è inferiore a 1500 m. Abbiamo quindi considerato che le anomalie di temperatura a 1000 hPa possono essere utilizzate come un proxy delle anomalie termiche superficiali. Va sottolineato che il nostro uso del livello di 1000 hPa al posto del vero livello del suolo tende a sottostimare in qualche modo l’accoppiamento verticale effettivo. Consideriamo che alcuni effetti topografici siano implicitamente inclusi nella nostra inversione di PV poiché la distribuzione delle anomalie di temperatura a 1000 hPa riflette più o meno le anomalie termiche alla superficie terrestre effettiva. Il problema di inversione corrispondente con il confine inferiore posto al livello di 0.995 sarebbe più complicato, poiché l’effetto dell’elevazione superficiale dovrebbe essere preso in considerazione in modo esplicito.

3. Dati e metodi di analisi a. Dati Nel contesto di questa ricerca, sono stati impiegati campi grigliati bisettimanali di altezza geopotenziale, temperatura, componenti del vento zonale e meridionale e velocità di pressione ai 12 livelli di pressione standard (100, 150, 200, 250, 300, 400, 500, 600, 700, 850, 925 e 1000 hPa) e al livello più basso di 0.995, immediatamente sopra la superficie terrestre. È stata inoltre utilizzata la vorticità potenziale di Ertel valutata alla superficie isentropica di 330-K. Questi dati provengono dalle rianalisi del National Centers for Environmental Prediction–National Center for Atmospheric Research (NCEP–NCAR) per un periodo di 40 anni, specificatamente dal 1958 al 1998 (Kalnay et al. 1996).

Nel corso di questo studio, il focus primario è rivolto all’evoluzione delle anomalie circolatorie quasi-stazionarie nella troposfera, legate in particolare all’intensa amplificazione dell’alta pressione siberiana al suolo. Per distinguere una componente a variazione lenta dalle fluttuazioni di alta frequenza legate agli eddies migratori e transitori, è stato applicato ai dati un filtro passa-basso con un periodo di taglio di 8 giorni. L’anomalia locale di una determinata variabile in un momento specifico è stata definita come la sua deviazione dal ciclo annuale climatologico medio nella specifica località per il giorno del calendario corrispondente. Tale ciclo annuale è stato calcolato come la media dei campi ottenuti da medie mobili di 31 giorni per l’intero periodo di 40 anni.

b. Procedure compositive

Gli eventi estremi di anomalie anticicloniche superficiali attorno a una determinata località di interesse sono stati identificati seguendo il metodo utilizzato in Nakamura et al. (1997). Inizialmente, per ogni giorno di ciascuna stagione invernale (un periodo di 150 giorni a partire dal 16 novembre), abbiamo registrato il valore massimo delle anomalie filtrate con un passa-basso di 8 giorni dell’altezza geopotenziale a 1000 hPa (Z1000), osservate entro un raggio di 1000 km dalla località specifica. Per ogni località, solo il 4% superiore dei valori positivi più forti (ovvero, anticiclonici) dell’intera serie temporale dei massimi registrati è stato considerato come anomalie estreme, e un periodo durante il quale queste anomalie estreme sono state osservate in sequenza è stato riconosciuto come un evento di anomalia. Stabiliamo che il primo giorno di un particolare evento debba distare almeno 3 giorni dal giorno finale dell’evento precedente. Inoltre, i picchi temporali di due eventi adiacenti dovrebbero distare più di 8 giorni l’uno dall’altro. Se uno dei due criteri non viene rispettato, i due eventi adiacenti vengono fusi in un unico evento. Il picco temporale di ciascuno degli eventi di anomalia, definiti come sopra, è stato registrato se osservato durante la stagione invernale di 150 giorni. La forza di un particolare evento è stata misurata come la magnitudine di un’anomalia Z1000 filtrata con un passa-basso al momento del picco, normalizzata per la deviazione standard locale.

La composizione è stata quindi eseguita relativamente ai tempi di picco dei 20 eventi anticiclonici più forti a livello di 1000 hPa osservati attorno a una data località (“punto della griglia di riferimento”) per le 40 stagioni invernali. Questo composito basato sugli eventi a 1000 hPa è definito come un “evento superficiale”. In aggiunta, abbiamo utilizzato l’altezza geopotenziale a 250 hPa (Z250) al posto di Z1000 nelle procedure sopra descritte, per selezionare i 20 episodi di blocco più forti che si sono verificati attorno alla stessa località. In seguito, ci riferiremo spesso al composito di questi eventi Z250 come a quello di un “evento di blocco”. Per enfatizzare i segnali coerenti nella composizione, l’intero campo è stato traslato prima della composizione in modo tale che il centro dell’anomalia anticiclonica più forte al momento di picco di ciascuno degli eventi coincidesse con un punto di riferimento prescritto, come definito in Nakamura et al. (1997; Nakamura e Fukamachi 2004).

In questa traduzione, l’intero campo è stato traslato lungo il grande cerchio che connette il centro dell’anomalia e il punto di riferimento, definito come il centro dell’anomalia anticiclonica composita ottenuta per il tempo di picco, senza una traslazione come descritto precedentemente. Le firme composite dopo questa traslazione conservano ancora le loro identità geografiche, poiché il trasferimento sposta i campi di meno di 1000 km, una distanza significativamente minore rispetto alle scale spaziali degli anticicloni superficiali o delle dorsali di blocco. Per ogni evento, la stessa traslazione è stata applicata a tutte le variabili a qualsiasi livello e per ogni intervallo temporale relativo al tempo di picco.

Con questa traslazione, le anomalie composte esibiscono valori t molto elevati, soprattutto intorno al centro primario dell’anomalia (ossia, il punto della griglia di riferimento), e i valori t tendono a essere elevati anche per le anomalie precursorie composte osservate lontano da quel centro. Poiché eventi con ampiezze estreme come questi non sono generalmente persistenti, il loro composito rappresenta una forte amplificazione e successiva decadenza delle anomalie primarie, sebbene leggermente esagerate con valori di t che diminuiscono gradualmente con l’aumento dei lag temporali dal tempo di picco.

È importante sottolineare che il centro dell’anomalia composita al tempo di picco di una variabile specifica usata per l’identificazione degli eventi dovrebbe essere posizionato al punto della griglia di riferimento, il quale non coincide necessariamente con il punto della griglia target.

4. Il tipo di treni d’onda (origine atlantica) a. Panoramica dell’analisi composita La composizione è stata eseguita per ogni punto della griglia sul continente euroasiatico extratropicale nel modo descritto nella sezione precedente. Sulla base di questi compositi, la relazione tra gli eventi di anomalie anticicloniche forti sulla Siberia e le successive irruzioni di aria fredda verso il lontano est a medie latitudini può essere riassunta nella Figura 2. I centri delle anomalie anticicloniche al livello della superficie e a 250 hPa sono segnati con cerchi nelle Figure 2a e 2b, rispettivamente, come identificati nei loro compositi al momento di picco per ciascuno dei punti della griglia. Per indicare la forza dell’ondata di freddo che segue gli eventi di anomalia, ciascuno dei cerchi è stato tracciato in modo tale che il suo raggio sia proporzionale alla forza delle anomalie di temperatura T0.995 (temperatura a 0.995) 2 giorni dopo il tempo di picco mediato su una regione nel lontano est a medie latitudini (25°–40°N, 100°–140°E).

Generalmente, le irruzioni di aria fredda verso il lontano est possono essere osservate dopo l’amplificazione delle anomalie anticicloniche sulla Siberia sia a livello della superficie che nella troposfera superiore. Confrontando le Figure 2a e 2b, si può osservare la tendenza che un evento anticiclonico di superficie in una particolare località è seguito da un’ondata di freddo più intensa verso il lontano est rispetto all’evento di blocco corrispondente nella troposfera superiore. Un’altra tendenza evidente nella Figura 2 è che gli eventi di anomalie anticicloniche sulla Siberia centrale, in particolare a livello superficiale, producono particolarmente forti irruzioni di aria fredda. In particolare, la forte amplificazione dell’alta pressione siberiana di superficie attorno al suo centro climatologico tende a essere seguita dall’ondata di freddo più pronunciata. È quindi di particolare importanza comprendere i meccanismi dell’amplificazione intrastagionale dell’alta pressione siberiana di superficie sulla Siberia centrale. Come mostrato da Takaya e Nakamura (2005, d’ora in poi TN05), l’amplificazione dell’alta pressione di superficie sulla Siberia centrale e occidentale è associata alla formazione di una dorsale di blocco che si sviluppa da anomalie anticicloniche come componente di un pacchetto d’onda di Rossby quasi-stazionario che si propaga sul continente euroasiatico, denominato “tipo di treni d’onda (origine atlantica)”. Questo tipo è comune a ovest del solco medio climatologico di livello superiore sul lontano est. In contrasto, quello che può essere chiamato “tipo di origine pacifica” è stato trovato comune ad est del solco sulla Siberia orientale, dove si forma una dorsale di blocco in associazione con uno sviluppo verso ovest di anomalie anticicloniche iniziali dal Nord Pacifico. Il tipo di origine pacifica è discusso in dettaglio da TN05.

La Figura 2 illustra la relazione tra forti anomalie anticicloniche continentali e l’intensità delle conseguenti ondate di freddo nella regione del lontano est a medie latitudini. La figura è suddivisa in due pannelli che rappresentano i due diversi livelli atmosferici considerati:

a. Eventi di superficie (pannello a): Qui, i cerchi neri rappresentano i centri primari delle anomalie anticicloniche a livello della superficie. Questi centri sono compositi al loro momento di picco per i 20 eventi più forti intorno a un dato punto della griglia sul continente euroasiatico.

b. Eventi di blocco (pannello b): Similmente al pannello (a), i cerchi neri qui rappresentano i centri delle anomalie anticicloniche, ma a un livello di 250 hPa.

In entrambi i pannelli, il raggio di ciascun cerchio è proporzionale alla forza delle anomalie di temperatura T0.995 osservate 2 giorni dopo il momento di picco. Queste temperature sono calcolate come media nella regione indicata dal rettangolo (25°–40°N, 100°–140°E), che è evidenziata nella mappa.

I cerchi sono codificati in modo da riflettere la natura dell’anomalia termica: cerchi chiusi (neri) indicano anomalie di freddo (temperature più basse), mentre i cerchi aperti indicano anomalie di caldo (temperature più alte). Questo è illustrato nella legenda sotto il pannello (b).

Le linee di contorno di sfondo rappresentano il campo medio climatologico di T0.995, disegnate ogni 5 K. Le linee più spesse rappresentano valori specifici di 253 K e 273 K, che sono temperature critiche per la comprensione delle condizioni atmosferiche medie nella regione.

Questa figura è cruciale per comprendere come le anomalie anticicloniche influenzino direttamente le temperature e le condizioni meteorologiche nelle regioni circostanti, mostrando un collegamento diretto tra la posizione e l’intensità delle anomalie e la severità delle ondate di freddo che ne seguono. Questa analisi fornisce una base visiva e quantitativa per studiare l’interazione dinamica tra fenomeni atmosferici su scala continentale.

b. Tipo di treni d’onda (origine atlantica)

Come esempio tipico del tipo di treni d’onda (origine atlantica), l’evoluzione temporale di Z1000 composita per i 20 eventi anticiclonici di superficie più forti intorno a un punto della griglia target (47°N, 90°E) è mostrata nella Figura 3. Nel campo totale di Z1000 (colonna sinistra della Figura 3), l’alta pressione siberiana si rafforza attorno alla sua posizione climatologica fino a quando non inizia a estendersi verso sud-est al momento di picco. Di conseguenza, le anomalie anticicloniche di superficie sul continente euroasiatico si amplificano fino al loro momento di picco. Le anomalie poi si estendono verso sud-est verso il lontano est mentre decadono (colonna centrale della Figura 3). Nella loro fase di sviluppo (ossia, dal giorno -4 al momento di picco), l’anomalia anticiclonica primaria in Z1000 si amplifica a un tasso di 20 m al giorno. Poiché non si osservano anomalie anticicloniche significative alla superficie 8 giorni prima del momento di picco (non mostrato), gli eventi anomali più forti composti possono anche essere considerati come eventi di forte amplificazione. Le caratteristiche delle evoluzioni anomale mostrate nella Figura 3 possono generalmente essere osservate nei compositi dell’alta pressione siberiana eseguiti per ciascuno dei punti della griglia sulla Siberia centrale e occidentale (non mostrato).

La Figura 3 (colonna centrale) indica che le anomalie positive di Z1000 sul continente cinese sono associate a anomalie di freddo vicino alla superficie. Va notato che un’aria fredda anomala (6 K sotto la norma) è osservata alla superficie sulla Siberia centrale 4 giorni prima del momento di picco dell’alta anomala di superficie (colonna centrale della Figura 3). L’anomalia fredda è evidente già 6-8 giorni prima del momento di picco, estendendosi nella media troposfera (non mostrato), mentre le associate anomalie anticicloniche di altezza sono deboli per tutta la profondità della troposfera e alla superficie (non mostrato). La colonna centrale della Figura 3 indica che le anomalie di freddo preesistenti vengono potenziate mentre si spostano gradualmente verso sud-est nella fase di amplificazione dell’alta anomala di superficie. Raggiungendo il versante settentrionale dell’Altopiano Tibetano, le anomalie di freddo si estendono rapidamente verso est e poi verso sud lungo il suo versante orientale, causando un’irruzione di aria fredda nel lontano est a medie latitudini. Questa evoluzione verso sud delle anomalie di freddo può essere considerata, almeno in parte, come onde di Rossby topografiche in presenza dell’effetto beta equivalente dovuto alla pendenza, come suggerito da Hsu e Wallace (1985).

L’intera evoluzione delle anomalie di circolazione a 250 hPa associate all’amplificazione dell’alta pressione siberiana intorno a (47°N, 90°E) è caratterizzata da firme ondulatorie quasi stazionarie (colonna destra della Figura 3). La componente orizzontale di un flusso di attività ondulatoria W, definita per le onde di Rossby stazionarie da Takaya e Nakamura (1997, 2001), che è, in linea di principio, indipendente dalla fase dell’onda e parallela alla velocità di gruppo locale, indica che un pacchetto d’onda di Rossby originato dal settore euro-atlantico si propaga verso il lontano est lungo una guida d’onda di Rossby su Eurasia identificata da Hsu e Lin (1992) e Hoskins e Ambrizzi (1993). La dorsale di blocco che accompagna l’intensificarsi dell’alta pressione siberiana di superficie si sviluppa da anomalie anticicloniche come componente del pacchetto d’onda in arrivo.

La sequenza temporale dei campi anomali compositi di Z1000 e Z250 mostrata nella Figura 3 suggerisce che la struttura verticale delle anomalie è diversa tra le parti a monte e a valle dell’alta di superficie. Le anomalie di freddo in T0.995 sovrappongono le parti centrale e orientale delle principali anomalie anticicloniche in Z1000. La dorsale di blocco di livello superiore si forma appena a monte dell’aria superficiale fredda anomala preesistente. La parte a monte dell’alta di superficie mostra quindi una struttura quasi barotropica equivalente, mentre la sua parte a valle esibisce una struttura più baroclina associata all’aria fredda anomala in superficie, coerentemente con i risultati di Joung e Hitchman (1982), Hsu e Wallace (1985) e Hsu (1987). La stessa struttura verticale rimane sostanzialmente invariata durante la fase di amplificazione dell’alta siberiana. Il nucleo delle anomalie anticicloniche fredde in superficie è associato a una discesa anomala in quota durante la fase di amplificazione (non mostrato), come osservato da Ding e Krishnamurti (1987) e Ding (1990).

La Figura 3 illustra l’evoluzione composita nel tempo per i 20 eventi più forti dell’alta pressione siberiana di superficie, osservata vicino a un punto specifico sulla griglia geografica (47°N, 90°E) durante 40 stagioni invernali recenti. Questi dati sono presentati relativamente al giorno di picco (giorno 0) delle anomalie anticicloniche di superficie, indicando le fasi di amplificazione e decadimento attraverso valori temporali negativi e positivi.

1. Colonna Sinistra (Altezza Totale Z1000): Questa colonna mostra l’altezza totale a 1000 hPa (Z1000), con intervalli di contorno di ogni 32 metri, evidenziando specificamente i livelli di 160 m e 320 m che corrispondono a valori di pressione atmosferica significativi. Il puntinato segnala le anomalie di Z1000 che sono statisticamente significative con un livello di confidenza del 95%.
2. Colonna Centrale (Anomalia Z1000): Presenta le anomalie di Z1000 con contorni ogni 40 metri a partire da 20 metri, e valori negativi tratteggiati. In questa visualizzazione, sono sovrapposte anche le anomalie di temperatura a circa 1 km dalla superficie (T0.995), rappresentate con puntinato e linee di contorno che variano ogni 4 gradi Kelvin a partire da 2 gradi Kelvin. Il puntinato pesante e leggero indica rispettivamente anomalie di temperatura fredda e calda relative a T0.995.
3. Colonna Destra (Anomalia Z250): Mostra le anomalie a 250 hPa (Z250), con contorni ogni 100 metri a partire da 50 metri, e valori negativi tratteggiati. Anche in questa colonna le anomalie di T0.995 sono visualizzate, indicando come le variazioni di temperatura interagiscono con i cambiamenti nell’altezza atmosferica a questo livello. Le anomalie di Z1000 e Z250 sono normalizzate per rappresentare anomalie simili a una funzione di flusso, basate sulla latitudine.

Inoltre, su entrambe le colonne centrali e destre, è rappresentato il componente orizzontale di un flusso di attività d’onda (W), definito per analizzare il movimento delle onde di Rossby, visualizzato con frecce che indicano la direzione e l’intensità del flusso di queste onde atmosferiche.

La Figura 3 serve quindi a dimostrare non solo le variazioni fisiche dell’alta pressione siberiana ma anche l’interazione dinamica tra le strutture di temperatura e le configurazioni di pressione atmosferica durante gli eventi di estremo raffreddamento e riscaldamento nel contesto di fenomeni meteorologici complessi.

c. Importanza delle anomalie di freddo preesistenti

Nella Figura 3, le anomalie di freddo sono evidenti sulla superficie già nelle fasi iniziali di sviluppo dell’alta pressione siberiana. I nostri risultati compositi per tutti i punti della griglia sulla Siberia mostrano che l’accumulo di aria fredda anomala in superficie sembra essere una condizione essenziale per la forte amplificazione dell’alta, come riassunto nella Figura 4. Nella figura, un cerchio indica il centro delle anomalie fredde nel composito 6 giorni prima del tempo di picco (giorno -6) dei 20 eventi di anomalia anticiclonica più forti in superficie (Figura 4a) o degli eventi corrispondenti di un’alta di blocco di livello superiore (Figura 4b) in una data località. Una linea tracciata da un cerchio particolare termina nella località del centro dell’anomalia anticiclonica a 1000 hPa (Figura 4a) o 250 hPa (Figura 4b) nel composito del tempo di picco. Nel composito (per il giorno -6) per ciascuno dei punti della griglia, è stato ricercato il centro delle anomalie fredde preesistenti entro 2000 km per i compositi anticiclonici di superficie o 1500 km per i compositi di blocco di livello superiore intorno al centro anticiclonico al suo tempo di picco. Un cerchio è chiuso se il nucleo delle anomalie fredde preesistenti 6 giorni prima del tempo di picco dell’alta è più freddo di oltre 8 gradi rispetto alla media climatologica. È aperto se la temperatura composita è uguale alla media climatologica o più calda. Tra questi, un cerchio è parzialmente chiuso proporzionalmente all’entità dell’anomalia fredda di superficie composita al suo centro. La Figura 4 indica che le anomalie fredde superficiali preesistenti sono generalmente più forti negli eventi estremi di superficie rispetto agli eventi di blocco di livello superiore più forti. Questa tendenza è particolarmente evidente sulla Siberia centrale, leggermente a nord del centro climatologico dell’alta siberiana. Poiché l’evento anticiclonico di superficie tende a produrre un’irruzione di aria fredda più intensa rispetto all’evento di blocco di livello superiore (Figure 2a e 2b), le anomalie fredde superficiali preesistenti sono considerate una condizione importante per la forte amplificazione dell’alta di superficie e la seguente irruzione di aria fredda verso il lontano est. La formazione di una dorsale di blocco prominente senza significative anomalie fredde preesistenti in superficie può causare un’irruzione di aria fredda moderata, come mostrato in un esempio specifico da TN05.

La Figura 4 illustra la relazione tra le anomalie fredde superficiali preesistenti e i centri delle anomalie anticicloniche di superficie al momento del picco. Questa figura è divisa in due pannelli che rappresentano due diversi livelli di pressione atmosferica:

a. Eventi Z1000 (parte a): In questo pannello, i cerchi sono posizionati nei centri delle anomalie fredde sulla superficie, registrati nel composito sei giorni prima del tempo di picco dell’evento anticiclonico. Le linee connettono questi cerchi ai corrispondenti centri delle anomalie anticicloniche osservate al livello di 1000 hPa al momento di picco.

b. Eventi Z250 (parte b): Simile al pannello (a), ma i collegamenti sono tra i centri delle anomalie fredde e i centri delle anomalie anticicloniche al livello di 250 hPa.

I cerchi completamente chiusi indicano la presenza di anomalie fredde preesistenti con una temperatura significativamente inferiore alla norma, di più di 8 gradi. I cerchi completamente aperti rappresentano le anomalie positive, ovvero temperature superiori alla media climatologica. La chiusura parziale dei cerchi rappresenta la forza delle anomalie fredde preesistenti che variano tra meno 8 gradi e la temperatura media, evidenziando un gradiente di intensità delle condizioni fredde preesistenti.

Le contornature presenti in entrambi i pannelli segnalano la topografia con elevazione superiore ai 1500 metri. Questo dettaglio è cruciale per comprendere come l’orografia influenzi le dinamiche delle anomalie meteorologiche osservate, specialmente in regioni montuose come la Siberia.

Questa disposizione grafica permette di visualizzare efficacemente come le condizioni termiche preesistenti possano influenzare e potenzialmente guidare lo sviluppo di fenomeni anticiclonici, sottolineando il ruolo critico delle anomalie fredde superficiali come fattori determinanti nell’intensificazione delle alte pressioni, particolarmente in contesti geografici caratterizzati da rilievi significativi.

5. Dinamiche e termodinamica del tipo di treni d’onda (origine atlantica) a. Termodinamica di un’alta pressione fredda di superficie in sviluppo

In questa sezione, viene esaminato il ruolo dell’avvezione di aria fredda nello sviluppo di un’alta pressione fredda di superficie. La discussione si basa sull’analisi dei termini individuali dell’equazione termodinamica, considerando il campo composito per il livello vicino alla superficie. È stata fatta l’ipotesi che la variazione temporale della temperatura potenziale vicino alla superficie sia trascurabile, consentendo di focalizzarsi su come le diverse componenti del vento influenzino la temperatura attraverso l’avvezione.

Il ruolo dell’avvezione è stato analizzato considerando sia i venti dello stato di base che quelli associati alle anomalie, rispetto alla velocità del vento filtrata a bassa passata. La differenza tra i campi anomali e quelli totali fornisce un’idea su come il vento di base e le anomalie contribuiscano all’avvezione della temperatura. Inoltre, sono state considerate la convergenza del flusso di temperatura anomala causata da eddies transitori ad alta frequenza e l’impatto del riscaldamento diabatico anomalo. È importante notare che tutte le componenti del vento considerate includono elementi ageostrofici.

La Figura 5 illustra la distribuzione dei termini advettivi e la tendenza osservata della temperatura potenziale vicino alla superficie, basata sui compositi raccolti due giorni prima dei picchi dei 20 eventi più forti dell’alta pressione siberiana, come in Figura 3. La tendenza della temperatura osservata è caratterizzata da variazioni positive e negative rispettivamente sui lati nord-occidentale e sud-orientale delle anomalie fredde di superficie, indicando la loro migrazione graduale verso sud-est.

Un confronto tra i termini di avvezione termica rivela che l’avvezione della temperatura dello stato di base da parte del vento anomalo è predominante rispetto agli altri termini di avvezione. È stato osservato che l’avvezione fredda anomala, principalmente attorno al margine meridionale delle principali anomalie fredde, gioca un ruolo cruciale durante la fase di amplificazione dell’alta pressione siberiana. Con l’amplificazione dell’alta di superficie, l’area di avvezione fredda inizia a estendersi verso sud-est.

Si sottolinea che, in presenza di smorzamento termico dovuto a flussi turbolenti di calore sensibile anomalo e forzanti radiativi anomali vicino alla superficie, l’avvezione fredda anomala può generare anomalie termiche fredde vicino alla superficie e viceversa. Pertanto, si suggerisce che l’avvezione fredda anomala, causata dai venti superficiali settentrionali anomali che agiscono sul gradiente medio di temperatura, sia particolarmente significativa nello sviluppo delle anomalie fredde di superficie osservate, influenzando anche la loro estensione verso est che porta a un’irruzione di aria fredda nel lontano est a medie latitudini.

Influenza delle anomalie del vortice potenziale (PV) in quota e in superficie sulle anomalie della temperatura superficiale

Durante ogni fase di intensificazione dell’alta pressione siberiana, le anomalie dei venti superficiali emergono come un fattore chiave. Questi venti, attraverso il loro movimento attraverso il gradiente di temperatura medio, sono essenziali nello sviluppo delle osservate anomalie di temperatura fredda. Questi venti possono essere influenzati da anomalie di vortice potenziale non solo alla superficie (ad esempio a livelli di pressione di 0.995) ma anche nell’alta troposfera, come a livello di 300-hPa. Queste anomalie nell’alta troposfera sono tipicamente associate con pacchetti d’onda in movimento.

Il nostro studio utilizza un metodo di inversione del PV, come descritto dettagliatamente nella sezione 2, per distinguere e isolare l’influenza delle anomalie di PV in quota da quelle in superficie. Ci concentriamo in particolare su come le anomalie osservate nell’alta troposfera e vicino alla superficie, in un determinato momento, interagiscano e contribuiscano reciprocamente alla loro evoluzione temporale. Ad esempio, le anomalie termiche vicino alla superficie possono includere componenti scatenate dalle anomalie di PV di livello superiore.

Nonostante ciò, le anomalie termiche vicino alla superficie giocano un ruolo predominante nell’evoluzione complessiva delle anomalie, inducendo circolazioni anomale che si estendono attraverso l’intera profondità della troposfera. È importante notare che il nostro approccio di inversione per studiare l’influenza dei livelli superiori si basa unicamente su anomalie di PV a un singolo livello, specificamente a 300 hPa. Questo metodo, pur essenziale, non garantisce una completezza matematica, quindi le nostre conclusioni devono essere considerate essenzialmente qualitative, pur riuscendo a delineare le interazioni verticali cruciali per lo sviluppo delle intense condizioni di freddo superficiale.

La Figura 6 illustra come le anomalie di vento a 1000-hPa, indotte da anomalie di temperatura a 1000-hPa osservate due giorni prima del culmine dell’alta pressione, influenzino il gradiente di temperatura totale. Questi effetti advettivi sono fondamentali per comprendere la dinamica delle anomalie termiche. Come dimostrato da Hoskins et al. (1985), le anomalie di freddo superficiale inducono anomalie di vento anticicloniche che si allineano quasi perfettamente con le direzioni dei venti superficiali osservati, nonostante includano componenti ageostrofiche dovute all’attrito superficiale.Effettivamente, le magnitudini di uL(1000) risultano essere quasi il doppio di quelle osservate per u0.995 nella Figura 5e. Questa differenza significativa si manifesta mentre queste anomalie di vento attraversano un gradiente termico molto marcato, provocando avvezioni di freddo e di calore anomale a est e a ovest del centro dell’anomalia fredda, rispettivamente. Questo processo contribuisce attivamente a spostare le anomalie di freddo preesistenti verso est.

Gli esiti di questo fenomeno rimangono sostanzialmente invariati anche quando si utilizza la temperatura potenziale media al posto del totale termico per questa valutazione. La ragione di questa stabilità nei risultati si deve al fatto che il gradiente termico totale è spostato a monte rispetto alla componente meridionale di uL(1000) di quasi un quarto di lunghezza d’onda.

La migrazione autonoma delle anomalie di freddo superficiale verso est può essere interpretata anche considerandole come onde di Rossby termiche, le quali sono confinate vicino alla superficie e immerse nel gradiente di vortice potenziale equatoriale associato con il gradiente di temperatura di superficie. Questo comportamento è in linea con le teorie proposte da Gill nel 1982 e da Hoskins e colleghi nel 1985.

È importante sottolineare che l’avvezione di freddo operata da uL(1000) non si estende tanto a sud quanto le anomalie termiche negative osservate o l’avvezione termica anomala effettiva. Questa distinzione sottolinea l’impatto topografico dell’Altopiano del Tibet. Le anomalie di freddo in superficie, infatti, tendono a propagarsi lungo il versante orientale dell’Altopiano, comportandosi come onde di Rossby topografiche, un fenomeno già descritto in letteratura scientifica.

Le anomalie del vortice potenziale (PV) in quota, associate a un treno d’onda stazionario di Rossby in arrivo, possono influenzare in modo significativo l’evoluzione delle anomalie di freddo in superficie. Per valutare questa influenza, è stata esaminata una componente del vento a 1000-hPa indotta esclusivamente dalle anomalie di PV a 300-hPa e l’associata avvezione di temperatura, valutata due giorni prima del picco dell’alta pressione siberiana superficiale osservata intorno a (47°N, 90°E). Le anomalie di PV osservate, associate al principale crinale di blocco sopra la Siberia e alle anomalie cicloniche immediatamente a valle, sono state impiegate per l’inversione del PV.

L’influenza dei livelli superiori sullo sviluppo dell’anomalia superficiale è notevole, poiché le sole anomalie di PV al livello di 300-hPa possono indurre un’avvezione di temperatura superficiale notevolmente intensa. Data la realtà che le anomalie di PV associate al pacchetto d’onda sono distribuite su più livelli di pressione nella troposfera superiore, la loro influenza complessiva sulla superficie sarebbe più marcata di quanto suggerito dalle figure.

L’avvezione termica esercitata da uU(1000) è particolarmente intensa attraverso il gradiente di temperatura molto accentuato sopra la Siberia meridionale, dove la baroclinicità climatologica è stata potenziata dalle preesistenti anomalie di freddo a nord. In effetti, questa avvezione di temperatura da uU(1000) costituisce una porzione significativa dell’avvezione totale di temperatura operata da uU(1000), mostrando un netto contrasto con l’avvezione anomala mostrata in precedenza.

Inducendo avvezioni di freddo e calore anomale rispettivamente sulle parti occidentali e orientali delle anomalie di freddo superficiale, le anomalie di PV in quota associate al pacchetto d’onda in arrivo agiscono per inibire il movimento verso est delle anomalie di freddo superficiale durante la fase di amplificazione dell’alta pressione fredda superficiale. Questo effetto è amplificato dall’interazione con le anomalie di vento autoindotte dalle anomalie termiche superficiali. Questa condizione spiega anche, almeno in parte, perché il vento osservato è più debole rispetto al vento anomalo autoindotto.

Infine, i venti anomali settentrionali indotti dalle anomalie di PV in quota si sovrappongono alla parte occidentale delle anomalie di freddo superficiale a nord-ovest dell’Altopiano del Tibet, rafforzando le anomalie di freddo dove erano originariamente situate, evidenziando così l’impatto significativo delle dinamiche in quota sulle condizioni meteorologiche in superficie.

La figura 5 visualizza diverse componenti chiave della dinamica atmosferica al livello di pressione di 0.995, specificamente due giorni prima del picco dei venti eventi più intensi dell’alta pressione siberiana superficiale, osservati intorno al punto di griglia di 47°N, 90°E durante quaranta stagioni invernali recenti.

1. Pannello (a): Questo pannello mostra la tendenza della temperatura potenziale osservata nel tempo, che aiuta a identificare come la temperatura potenziale cambia nelle immediate vicinanze della superficie terrestre. Le linee continue rappresentano aree di raffreddamento mentre quelle tratteggiate indicano aree di riscaldamento, offrendo una visualizzazione diretta delle variazioni termiche nella regione considerata.
2. Pannello (b): Viene esplorata l’avvezione della temperatura potenziale media causata dal vento anomalo. Questo processo descrive il trasporto di aria a temperatura diversa dalla media a causa dei movimenti anomali del vento, evidenziando come le perturbazioni nell’atmosfera possano trasportare masse d’aria calda o fredda oltre i loro confini usuali.
3. Pannello (c): Si focalizza sull’avvezione di temperatura potenziale anomala a causa del vento medio. Questa visualizzazione dimostra l’importanza dei venti regolari nell’influenzare le distribuzioni termiche, mostrando come anche i venti consistenti possano contribuire a spostamenti significativi delle anomalie termiche.
4. Pannello (d): Illustra l’avvezione di temperatura potenziale anomala causata dal vento anomalo. Qui, l’interazione tra variazioni anomale nel vento e nella temperatura potenziale crea un dinamico scambio di calore, che può portare a cambiamenti localizzati nelle condizioni atmosferiche.
5. Pannello (e): Presenta la velocità del vento anomalo osservata alla superficie, con frecce che indicano la direzione e l’intensità del vento. Questo è accoppiato con il campo di temperatura potenziale di base, filtrato in modo da mostrare solo le variazioni lente e significative. Le frecce aiutano a comprendere la direzione del flusso atmosferico e le sue implicazioni sul trasporto di massa d’aria calda o fredda.

Ogni pannello utilizza contorni e sovrapposizioni per fornire un contesto geografico e topografico, arricchendo la comprensione delle interazioni atmosferiche complesse nella regione siberiana. Attraverso queste immagini, possiamo vedere come vari fattori contribuiscano alle condizioni meteorologiche e climatiche, evidenziando l’interazione tra dinamiche del vento e variazioni termiche. Queste visualizzazioni forniscono dati cruciali per gli studi climatici e meteorologici, offrendo una finestra sulle sottili ma significative modifiche dell’atmosfera che possono avere ampie ripercussioni sul clima regionale.

La figura 6 offre un’analisi dettagliata delle dinamiche del vento a 1000-hPa e della avvezione di temperatura associata, basata su mappe composite dei 20 eventi più intensi dell’alta pressione siberiana superficiale. Le osservazioni sono focalizzate su un punto di griglia specifico (47°N, 90°E), e le mappe sono state generate per due giorni prima del picco di ciascun evento durante quaranta stagioni invernali.

1. Pannello (a): Questo pannello mostra il vento anomalo a 1000-hPa, denotato da uL(1000 hPa), rappresentato con frecce che indicano direzione e intensità. Le anomalie di vento sono visualizzate in relazione al campo totale di temperatura a 1000 hPa, che è stato filtrato passa-basso per rimuovere le variazioni più piccole e mantenere solo le tendenze più significative. Le linee pesanti segnano i contorni di temperatura di 273 K, un riferimento critico per il punto di congelamento dell’acqua, mentre altri contorni sono disegnati ogni 8 K, offrendo una mappa dettagliata di come la temperatura influenzi i movimenti del vento. Inoltre, la topografia con elevazioni superiori a 1500 metri è indicata con ombreggiature, evidenziando come la geografia fisica possa interagire con queste dinamiche atmosferiche.
2. Pannello (b): Questo pannello si concentra sull’avvezione di temperatura potenziale anomala, mostrando come il vento anomalo interagisca con le variazioni di temperatura per spostare calore attraverso la regione. I contorni rappresentano cambiamenti di temperatura di 2 K al giorno, con linee continue per l’avvezione fredda e tratteggiate per quella calda, illustrando chiaramente le aree di raffreddamento e riscaldamento. Le aree con significative anomalie di temperatura di +2 e -2 K sono rispettivamente rappresentate con puntinature più o meno dense e contorni leggeri, enfatizzando la distribuzione e l’intensità delle anomalie termiche.

Questa figura fornisce quindi un’immagine chiara e dettagliata di come specifiche anomalie di temperatura a bassa quota guidino i modelli di vento e influenzino la trasmissione di energia termica attraverso specifiche aree geografiche, sottolineando il ruolo cruciale delle interazioni tra temperatura e vento nel modellare le condizioni atmosferiche durante eventi significativi di alta pressione siberiana. Queste informazioni sono vitali per comprendere le complesse dinamiche atmosferiche e le loro implicazioni sul clima regionale.

La figura 7 offre un’analisi dettagliata del ruolo delle anomalie del vortice potenziale (PV) a 300-hPa nell’influenzare i venti e l’avvezione di temperatura a 1000-hPa. Questa analisi è stata condotta due giorni prima del picco dei venti eventi più intensi di alta pressione siberiana, fornendo così una visione chiara dell’impatto delle dinamiche in alta quota sulle condizioni meteorologiche superficiali.

1. Pannello (a): Mostra il vento anomalo a 1000-hPa, indicato con uU(1000 hPa), che è stato indotto esclusivamente dalle anomalie di PV a 300-hPa. Le frecce rappresentano la direzione e l’intensità del vento, sottolineando come anomalie di alta quota possano influenzare direttamente i movimenti del vento a livelli inferiori. Questo effetto è chiaramente visibile nel modo in cui il vento interagisce con le strutture termiche della regione, rappresentate dai contorni del campo totale della temperatura a 1000 hPa, T1000.
2. Pannello (b): Focalizza sull’avvezione di temperatura potenziale anomala, rappresentata come l’effetto combinato del vento anomalo a 1000 hPa e le variazioni di temperatura a questo livello. I contorni pesanti, che rappresentano variazioni di temperatura di 0.25, 0.5, … K al giorno, illustrano il trasporto di calore attraverso l’area. Le linee continue indicano aree di avvezione fredda anomala, ossia zone dove il vento sta movimentando masse d’aria più fredde del normale attraverso la regione, contribuendo a modificare le condizioni climatiche locali.

Questa figura è particolarmente significativa per comprendere come le anomalie in alta quota possano avere un impatto diretto e sostanziale sui venti e sull’avvezione termica a quote più basse, mostrando come le dinamiche complesse dell’atmosfera superiore influenzino le condizioni meteo-climatiche a livello superficiale. Queste interazioni sono essenziali per gli studi meteorologici e climatici, poiché offrono spunti cruciali sulle cause sottostanti delle variazioni meteorologiche in specifiche aree geografiche, come la Siberia, durante eventi di alta pressione significativi.

La figura 8 offre un’analisi approfondita delle interazioni atmosferiche a 300-hPa, concentrandosi sui venti anomali e le loro conseguenze sulla vorticità e le variazioni di altezza geopotenziale. Questi dati sono stati raccolti due giorni prima del picco di eventi significativi legati all’alta pressione siberiana.

1. Pannello (a): Questo pannello visualizza il campo di vortice potenziale di Ertel (PV) a 330 K, rappresentato da contorni che indicano incrementi di 1 unità di vortice potenziale (PVU). Le linee più spesse per 5 PVU mettono in evidenza le regioni con intensa attività di vortice potenziale, cruciali per comprendere la dinamica delle alte pressioni. Le frecce mostrano i venti a 300-hPa (uL(300 hPa)), che sono stati indotti dalle anomalie di temperatura osservate a 1000-hPa, illustrando l’impatto diretto che le anomalie termiche inferiori possono avere sui movimenti del vento a quote più alte. Anomalie dell’altezza geopotenziale a 300-hPa sono rappresentate con stippling di diversa densità, evidenziando aree di significativa variazione geopotenziale, che sono fondamentali per la formazione e l’evoluzione dei sistemi meteorologici.
2. Pannello (b): Si concentra sulla tendenza dell’altezza geopotenziale a 300-hPa dovuta esclusivamente all’avvezione di vorticità anomala. I contorni rappresentano variazioni di 2.5 m al giorno, con linee continue per le tendenze anticicloniche e tratteggiate per quelle cicloniche. Questa rappresentazione sottolinea come l’avvezione di vorticità influenzi direttamente i cambiamenti nel campo di altezza, un aspetto critico per la comprensione della dinamica dei fenomeni meteorologici estremi. Le stippling di diversa intensità indicano magnitudini di variazione osservate superiori a 20 m al giorno, fornendo una misura visiva dell’intensità delle variazioni di altezza e della loro importanza nell’analisi meteorologica.

Questi pannelli forniscono una visione chiara di come le anomalie di temperatura a livelli più bassi possano tradursi in significative dinamiche di vento e vorticità a livelli superiori, influenzando profondamente le condizioni meteorologiche e climatiche. L’analisi dettagliata di queste interazioni è essenziale per prevedere e comprendere l’evoluzione dei sistemi di alta pressione e ciclonici, contribuendo così alla nostra capacità di modellare e prevedere il clima e il tempo atmosferico.

c. Influenza delle anomalie della temperatura superficiale sulle anomalie dei livelli superiori

In questa sottosezione, approfondiamo l’esame dell’influenza che le anomalie fredde superficiali, associate all’intensificarsi dell’alta pressione siberiana, esercitano sull’evoluzione delle anomalie della circolazione nella troposfera superiore. Utilizziamo l’analisi di inversione del potenziale vorticoso (PV) per isolare l’effetto delle anomalie di temperatura a 1000 hPa sulle anomalie del vento a 300 hPa [uL(300)]. Inoltre, analizziamo le tendenze dell’altezza a 300 hPa che derivano esclusivamente dall’avvezione di vorticità assoluta collegata a queste anomalie termiche.

Come si osserva nella Figura 8, le anomalie fredde in superficie inducono un flusso anticiclonico a livello superiore, che risulta naturalmente più debole rispetto al suo omologo in superficie [uL(1000)]. Le correnti indotte a sud-ovest a 300 hPa e l’avvezione di vorticità associata mostrano la loro intensità massima nelle vicinanze delle anomalie anticicloniche osservate che corrispondono alla cresta del blocco durante la sua fase di amplificazione (Figura 8a).

Nonostante l’avvezione vorticosa anticiclonica risultante sia relativamente debole, il suo impatto nell’intensificare le anomalie anticicloniche a livello superiore è comunque significativo. Questo perché l’autoamplificazione di tali anomalie attraverso l’effetto advettivo è di per sé limitata. Effettivamente, l’anomala avvezione vorticosa causata da uL(300) contribuisce a rafforzare la cresta di blocco, con la tendenza di altezza più marcata proprio attorno alla cresta durante la fase di amplificazione dell’alta pressione superficiale, rappresentando circa il 10% dell’aumento di altezza osservato (Figura 8b).

Un’ulteriore analisi dettagliata della Figura 8 rivela che l’avvezione anticiclonica anomala indotta dalle anomalie della temperatura superficiale si colloca a monte della tendenza dell’altezza anticiclonica osservata. Di conseguenza, le anomalie della temperatura superficiale svolgono un ruolo cruciale nel mantenere la cresta di blocco di livello superiore nella sua posizione originale, agendo contro la sua tendenza a migrare verso est.

Le anomalie dei venti di quota indotte dalle anomalie della temperatura superficiale rivestono un ruolo cruciale nell’evoluzione delle anomalie cicloniche quasi-stazionarie posizionate a valle della cresta di blocco. Nella regione dell’Estremo Oriente, gli anomali venti settentrionali, che si manifestano lungo un marcato gradiente di potenziale vorticoso associato a un intenso flusso a getto, causano una notevole avvezione anomala di vorticità ciclonica (Fig. 8a). Questa dinamica contribuisce significativamente alla tendenza negativa dell’altezza sopra il Giappone, che costituisce il 30%-40% della tendenza negativa osservata (Fig. 8b).

L’intensità di questa tendenza negativa anomala dell’altezza si raddoppia nel corso dei 4 giorni immediatamente precedenti il picco temporale (dato non illustrato), in concomitanza con un intensificarsi e un’estensione verso sud-est delle anomalie fredde superficiali. Questi risultati evidenziano che le anomalie fredde superficiali svolgono una funzione determinante nel mantenere e potenziare la propagazione del pacchetto d’onda nella troposfera superiore, rafforzando non solo la cresta di blocco ma anche le anomalie cicloniche poste a valle.

La Figura 9 illustra le anomalie di altezza barica registrate ai livelli di 1000 hPa (Z1000) e di 250 hPa (Z250) durante i picchi dei 20 eventi più intensi dell’alta pressione siberiana, su un punto di griglia specifico (47°N, 90°E). Queste anomalie sono visualizzate su una mappa che include anche i percorsi lungo i quali sono state prese le sezioni verticali nella successiva Figura 10.

Panoramica delle anomalie:

• (a) Anomalia Z1000: Questa parte della figura mostra le anomalie di altezza al livello di 1000 hPa. L’altezza barica è variata con incrementi di 40 metri a partire da 20 metri. Le anomalie negative, importanti per identificare aree di bassa pressione o distorsioni nel flusso atmosferico normale, sono rappresentate con linee tratteggiate.
• (b) Anomalia Z250: Similmente, questa sezione illustra le anomalie di altezza al livello di 250 hPa, con incrementi di 100 metri a partire da 50 metri. Le anomalie negative sono anche qui indicate con linee tratteggiate, suggerendo aree di significativa distorsione nella circolazione di alta quota.

Metodo di normalizzazione:

• Le anomalie visualizzate in entrambe le sezioni sono normalizzate mediante il rapporto sin(45°N)/sin(lat). Questo metodo di normalizzazione è utilizzato per compensare le variazioni geometriche causate dalla differenza di distanza tra i meridiani alle diverse latitudini, permettendo così un confronto più accurato delle anomalie di altezza in regioni diverse.

Punti di riferimento (Etichette A, B, C):

• Le etichette A, B e C in (a) sono cruciali per correlare le anomalie osservate con specifiche località geografiche o fenomeni descritti nel testo. Questi punti servono da marcatori per aree di particolare interesse, come ad esempio le zone dove le anomalie di altezza raggiungono i valori massimi o minimi, influenzando così significativamente la dinamica atmosferica regionale.

Implicazioni meteorologiche e climatiche:

• La mappatura di queste anomalie è essenziale per comprendere come l’alta pressione siberiana influenzi la circolazione atmosferica su vasta scala, particolarmente in termini di formazione di creste e avvallamenti che possono modificare i pattern meteorologici e climatici regionali. Le anomalie possono indicare zone di stabilità o instabilità che hanno impatti diretti sui fenomeni meteorologici come precipitazioni, temperature e pattern di vento.

Questa analisi dettagliata fornisce una visione approfondita delle interazioni complesse nella troposfera legate agli eventi di alta pressione, evidenziando l’importanza di monitorare e studiare queste anomalie per prevedere e comprendere meglio le variazioni climatiche e meteorologiche.

d. Interazione tra anomalie PV di superficie e di quota

La nostra analisi di inversione del potenziale vorticoso (PV) mette in luce l’importanza dell’interazione di un pacchetto d’onda Rossby in arrivo nella troposfera superiore con la baroclinicità superficiale sul continente eurasiatico per l’amplificazione dell’alta pressione siberiana di superficie del tipo di treno d’onde (di origine atlantica). La natura interattiva di questa amplificazione è illustrata attraverso una sezione verticale lungo il percorso di propagazione del treno d’onde (Figure 9 e 10), utilizzando la coordinata di pressione come asse verticale per enfatizzare le caratteristiche della troposfera inferiore.

Il pacchetto d’onda Rossby in arrivo presenta una struttura barotropica equivalente sopra l’Europa e la Siberia occidentale, con le ampiezze massime delle anomalie collocate al livello della tropopausa (Fig. 10a). Questo treno d’onde è pertanto classificabile come onde Rossby esterne. Tuttavia, una volta che il treno d’onde si propaga nella Siberia centrale, diventa più baroclinico a causa della forte baroclinicità superficiale osservata in quella regione.

Come dimostrato nella Fig. 6, le anomalie PV di quota associate alla cresta di blocco in formazione sulla Siberia centrale contribuiscono a potenziare i venti anomali di nord-est in superficie, e la conseguente avvezione di freddo anomala agisce per intensificare le anomalie fredde già esistenti (giorno -4). In questa fase, le anomalie fredde di superficie che si estendono fino al punto B (circa 95°E; Fig. 10a) sembrano unificarsi con le anomalie fredde della media troposfera accompagnate dalle anomalie cicloniche barotropiche equivalenti in quota.

Le anomalie fredde di superficie in sviluppo inducono i venti settentrionali di superficie a valle che portano l’aria fredda dello stato base dal nord. Soggette allo smorzamento termico vicino alla superficie, queste avvezioni possono generare ulteriori anomalie fredde in superficie, portando a un’estensione ancora più orientale delle anomalie fredde (giorno 0). Se queste fossero tracciate in coordinate log-p, queste anomalie fredde in espansione verso est apparirebbero essere confinate più decisamente vicino alla superficie.

Le anomalie fredde di superficie, così potenziate, inducono a loro volta una circolazione anticiclonica anomala in tutta la troposfera, che, come mostrato nella Fig. 8, agisce per mantenere la cresta di blocco di quota e per rafforzare le anomalie cicloniche a valle (giorno 0). Questo complesso di processi può essere interpretato come l’interazione di un pacchetto d’onda Rossby esterno con un’onda Rossby termica di superficie (Gill 1982), che include le anomalie di temperatura di superficie sviluppatesi in una zona baroclinica di superficie.

Come precedentemente descritto, la cresta di blocco nella troposfera superiore e le anomalie fredde superficiali interagiscono strettamente, agendo per “bloccarsi” reciprocamente in modo da mantenere una relazione di fase appropriata per il loro mutuo rinforzo. La struttura verticale del treno d’onde, mostrata nella Figura 10, presenta somiglianze con quella illustrata nella Figura 18 di Hoskins et al. (1985), dove viene esplorato il meccanismo di crescita baroclinica di un ciclone extratropicale attraverso l’approccio del “pensiero PV”.

L’amplificazione dell’alta pressione siberiana fredda è strettamente legata al trasporto di calore meridionale, evidenziato nella Figura 10 come flusso ascendente dell’attività d’onda. Questo flusso, sebbene meno intenso rispetto ad altri termini dinamici, diventa notevolmente significativo mentre l’alta pressione superficiale si sviluppa, in particolare lungo il fianco occidentale delle anomalie fredde superficiali in formazione. Il contributo a questo processo è dato sia dalle componenti geostrofiche che ageostrofiche del flusso d’aria. La componente geostrofica è particolarmente rilevante poiché può essere collegata alla componente verticale del flusso dell’attività d’onda.

Effettivamente, come si può osservare nella Figura 10, il flusso dell’attività d’onda emerge verso l’alto dalle anomalie anticicloniche di superficie, convergendo nelle anomalie cicloniche della troposfera superiore situate a valle della cresta di blocco, lungo linee di fase che si inclinano verso ovest. Questo fenomeno sottolinea ulteriormente il rinforzo delle anomalie cicloniche a valle attraverso un collegamento verticale. Queste osservazioni confermano che le perturbazioni quasi-stazionarie che si propagano verso la Siberia possono essere identificate come onde Rossby esterne con una struttura barotropica equivalente.

Questo approccio dettagliato fornisce una comprensione approfondita di come le interazioni dinamiche tra le strutture di superficie e quelle di quota modulino significativamente i sistemi meteorologici su larga scala, influenzando direttamente la stabilità e l’evoluzione delle condizioni atmosferiche.

Man mano che il treno d’onde raggiunge la Siberia centrale, la sua struttura nella troposfera inferiore esibisce una marcata firma baroclinica, con anomalie anticicloniche fredde a basso livello spostate di quasi un quarto di lunghezza d’onda rispetto al centro anticiclonico superiore. In presenza della baroclinicità superficiale di fondo, le anomalie termiche di superficie manifestano un pseudo-momento dell’attività d’onda con un segno opposto rispetto a quello delle anomalie PV superiori. Queste anomalie termiche di superficie riducono il pseudo-momento totale dell’attività d’onda delle onde Rossby esterne, permettendo così alle onde una crescita di ampiezza significativa attraverso l’estrazione dell’energia potenziale disponibile (APE) dallo stato di base in cui sono inserite (Held 1999).

Considerando lo smorzamento termico in superficie durante l’inverno in Siberia, questa caratteristica baroclinica del pacchetto d’onde può essere vista come una manifestazione della destabilizzazione dissipativa delle onde Rossby esterne (Held et al. 1986). In assenza di smorzamento termico (o PV), le onde Rossby esterne che si propagano nei westerlies verticalmente sfalsati non mostrerebbero alcuna instabilità, ma possono essere destabilizzate introducendo uno smorzamento termico nella troposfera inferiore e in superficie.

Held et al. (1986) argomentavano che, come effetto diretto, lo smorzamento termico agisce per ridurre l’APE delle eddies, mentre facilita la generazione di un flusso di calore contro il gradiente, spostando le anomalie di temperatura vicino alla superficie a monte. L’eddy può essere destabilizzato se la conversione di APE dallo stato di base attraverso il flusso di calore supera l’effetto di smorzamento. In effetti, la componente ascendente pronunciata del flusso dell’attività d’onda, che emerge dalle anomalie fredde vicino alla superficie (Fig. 10), è associata a un trasporto di calore attraverso il gradiente di temperatura dello stato di base.

La Figura 10 visualizza le sezioni verticali lungo la linea specificata nella precedente Figura 9, focalizzandosi su come si manifestano i flussi di attività d’onda, rappresentati con frecce che indicano le direzioni e l’intensità sia orizzontale sia verticale. Queste sezioni sono cruciali per analizzare la dinamica associata agli eventi dell’alta pressione siberiana di superficie, mostrando l’evoluzione temporale composita per due momenti distinti:

(a) Quattro giorni prima del picco temporale

(b) Al picco temporale dei venti eventi più intensi osservati

• Componenti del flusso d’attività d’onda: Le frecce illustrano la direzione e l’intensità del movimento dell’onda, con una scala specificata sotto la figura per le componenti orizzontali e verticali. Questi flussi sono essenziali per comprendere come l’energia e il momento vengono trasportati attraverso l’atmosfera in risposta alle anomalie di pressione e temperatura.
• Linee di contorno: Sono presentate per rappresentare le anomalie dell’altezza geopotenziale, che sono pesantemente contornate ogni 50 metri e segnate con tratteggi per indicare valori negativi. Questo è affiancato dalle anomalie di temperatura, con contorni più leggeri ogni 3 gradi Kelvin. Le misurazioni sono normalizzate per correggere le variazioni geometriche causate dalla latitudine.
• Velocità del vento anomale: Visualizzata nelle parti (a) e (b) della figura, queste velocità sono influenzate dalle anomalie del potenziale vorticoso nella troposfera superiore e dalle anomalie di temperatura superficiale, rispettivamente. La direzione e la forza del vento sono rappresentate con simboli che indicano i venti da nordest e sudovest, con il raggio proporzionale alla velocità del vento, evidenziando come queste anomalie influenzino il flusso dell’aria nella regione.

Queste sezioni verticali forniscono una visione dettagliata di come i flussi di attività d’onda interagiscono con le strutture atmosferiche, svelando l’influenza di queste dinamiche sulla formazione e l’evoluzione delle alte pressioni siberiane, nonché sulla distribuzione e intensità delle anomalie di temperatura e di altezza geopotenziale attraverso la colonna atmosferica. Questo approccio permette di esaminare in modo approfondito le connessioni tra fenomeni atmosferici a grande scala e le loro manifestazioni locali.

6. Riassunto e discussione

In questo articolo, abbiamo esaminato l’amplificazione submensile dell’alta pressione siberiana, basandoci su un’analisi composita dei 20 eventi anticiclonici invernali più forti in ogni punto della griglia sul continente eurasiatico. Nell’analisi composita, emerge che un’alta pressione di superficie si amplifica in associazione con la formazione di una cresta di blocco in quota. Sopra la Siberia centrale e occidentale, si riscontra comunemente quello che può essere definito come tipo di treno d’onde (di origine atlantica), dove una cresta di blocco si forma in associazione con un treno d’onde quasi-stazionario che si propaga attraverso il continente eurasiatico. Un’eruzione di aria fredda tende a seguire la formazione del blocco, dopo che l’aria fredda superficiale anomala raggiunge il versante nord-orientale dell’altopiano del Tibet. L’evoluzione di questo tipo, analizzata nel presente studio, somiglia a quella mostrata da Joung e Hitchman (1982) e Hsu (1987), sebbene i loro modelli di anomalia includano un contributo diretto da eddies sinottici migratori. Speculiamo che il lavoro pionieristico di Ficker (1911) abbia presentato un tipico campo termico superficiale associato al nostro tipo di treno d’onde (di origine atlantica).

Il presente studio suggerisce che la formazione di blocchi in quota è un fattore critico per l’amplificazione dell’alta pressione fredda siberiana di superficie. Questa osservazione può essere confermata anche attraverso un’analisi composita eseguita per i 20 eventi di anomalie di temperatura negativa più forti (i.e., le anomalie più fredde) in superficie, seguendo la stessa procedura descritta sopra. In una tipica analisi composita, le anomalie anticicloniche in quota sono evidenti leggermente a monte delle principali anomalie di temperatura fredda in superficie (non mostrate). Sebbene leggermente più debole, il modello di anomalia in quota è simile a quello del tipo di treno d’onde (di origine atlantica). È stato anche verificato da TN05 che le anomalie di blocco più forti sulla Siberia centrale e occidentale tendono ad accompagnare l’amplificazione dell’alta fredda di superficie. Nel tipo di treno d’onde (di origine atlantica) che accompagna l’amplificazione dell’alta di superficie sulla Siberia centrale e porta generalmente un’eruzione pronunciata di aria fredda verso l’Estremo Oriente, l’interazione delle anomalie PV in quota con le anomalie fredde di superficie è ritenuta essenziale attraverso la nostra analisi di inversione PV. Le anomalie PV in quota che si sono sviluppate come componente di un treno d’onde Rossby stazionario in arrivo agiscono per indurre tali venti superficiali anomali da rafforzare le anomalie fredde superficiali preesistenti attraverso un’avvezione fredda anomala del campo di temperatura di sfondo.Questa influenza discendente agisce contro la tendenza delle anomalie fredde di superficie a migrare verso est lungo un serrato gradiente termico meridionale come onde Rossby termiche intrappolate in superficie. Queste anomalie fredde di superficie così sviluppate, a loro volta, agiscono per mantenere la cresta di blocco di quota e contribuiscono allo sviluppo di anomalie cicloniche a valle di essa, attraverso l’avvezione anomala di vorticità indotta da anomalie del vento di quota. Pertanto, il collegamento verticale tra le onde Rossby troposferiche superiori e le onde Rossby termiche in superficie è essenziale per l’amplificazione substagionale dell’alta pressione siberiana. Abbiamo riscontrato che le anomalie fredde preesistenti sono una condizione importante per una forte amplificazione dell’alta siberiana. Infatti, le Figure 2 e 4 suggeriscono che eventi di blocco di quota superiori senza anomalie fredde di superficie preesistenti possono dare luogo solo a eruzioni di aria fredda modeste (mostrate anche in un esempio in TN05), poiché il collegamento verticale menzionato sopra è più debole rispetto agli eventi estremi di superficie. Dal punto di vista della dinamica delle onde Rossby, il collegamento verticale equivale a un flusso di attività d’onda verso l’alto associato al trasporto di calore dell’eddy meridionale come effettivamente diagnosticato.

Questo flusso ascendente converge nelle anomalie cicloniche di quota osservate come un’estensione a valle del treno d’onde Rossby in arrivo, il che è effettivamente coerente con i risultati della nostra analisi di inversione PV. Man mano che il treno d’onde Rossby in arrivo con struttura barotropica equivalente raggiunge l’area sopra le anomalie fredde preesistenti, l’influenza discendente delle anomalie PV di quota porta allo sviluppo di anomalie anticicloniche fredde superficiali poco profonde. Da un punto di vista energetico, il trasporto di calore meridionale a basso livello associato contribuisce all’estrazione di APE dallo stato di base per ulteriore sviluppo delle anomalie anticicloniche. L’importanza dinamica delle anomalie fredde preesistenti in superficie nella forte amplificazione dell’alta pressione siberiana risiede nel loro potenziale di generare una crescita di grande ampiezza delle anomalie accoppiate verticalmente attraverso la compensazione del pseudo-momento dell’attività d’onda tra il treno d’onde di quota e le anomalie termiche di superficie (Held 1999). I processi complessivi possono anche essere interpretati come destabilizzazione dissipativa del pacchetto d’onde Rossby esterne in arrivo (Held et al. 1986), e presentano alcune somiglianze dinamiche con la cosiddetta ciclogenesi di tipo B (Petterssen e Smebye 1971).

La nostra analisi è probabilmente la prima a chiarire i meccanismi dinamici specifici dell’amplificazione substagionale dell’alta pressione siberiana. Il nostro studio porterà a una comprensione più profonda dei risultati precedenti sulla variabilità intrastagionale dell’alta e fornirà una solida base dinamica per la conoscenza empirica per una previsione a medio termine delle eruzioni di aria fredda del lontano oriente (ad esempio, Suda 1957). È di nostro interesse esaminare se lo stesso tipo di accoppiamento verticale sia operativo anche nel notevole indebolimento dell’alta pressione siberiana.

APPENDICE

Algoritmo di Inversione del Potenziale Vorticoso

Il metodo pratico per l’inversione del PV utilizzato in questo studio è descritto dettagliatamente qui sotto, con un’enfasi particolare sull’inversione per le anomalie del PV di quota. L’inversione per le anomalie della temperatura di superficie è stata eseguita attraverso procedure simili.

L’espansione armonica sferica di una variabile data, inclusa l’altezza geopotenziale anomala, è definita utilizzando i polinomi di Legendre associati normalizzati, con specifici numeri d’onda zonali e totali. Per i dati distribuiti su una griglia regolare di latitudine e longitudine di 2,5° x 2,5°, impostiamo il grado massimo delle armoniche sferiche a 64. L’uso delle armoniche sferiche facilita la valutazione dell’operatore laplaciano orizzontale, ma la valutazione del termine di stratificazione richiede ancora delle differenze finite verticali.

A causa delle difficoltà nel trattare il limite superiore a pressione zero, tutti i dati sulle superfici di pressione sono stati convertiti nel sistema di coordinate log-p prima dell’inversione PV. Successivamente, il campo risultante è stato riconvertito nel sistema di coordinate di pressione prima di essere presentato nelle figure.

Per ciascuna delle armoniche sferiche delle date anomalie PV a un livello verticale specifico, il processo è formulato in un formato di differenza finita. Questo processo include l’analisi delle differenze verticali e l’applicazione di condizioni al contorno sia al livello più basso che a quello più alto.

L’equazione risultante per i coefficienti del PV è espressa in forma matriciale, dove gli elementi rappresentano il lato sinistro delle equazioni e delle condizioni al contorno, e la matrice è tridiagonale includendo specifici coefficienti. Infine, questa matrice può essere invertita per risolvere le incognite attraverso l’uso di un risolutore tridiagonale, basato sul lavoro di Press et al. (1992).

Questo approccio dettagliato fornisce una base solida per l’analisi delle anomalie del potenziale vorticoso nell’atmosfera, essenziale per capire e prevedere i fenomeni meteorologici complessi come la formazione di alte pressioni e blocchi atmosferici.

https://doi.org/10.1175/JAS3629.1