North Atlantic climate variability: The role of the North Atlantic Oscillation

Variabilità Climatica dell’Atlantico Nord: Il Ruolo dell’Oscillazione Nord Atlantica
Autori: James W. Hurrell, Clara Deser
Centro Nazionale per la Ricerca Atmosferica, Divisione di Dinamica Climatica e Globale, Sezione di Analisi Climatica, Boulder, CO, USA

Riassunto
I cambiamenti rapidi e significativi che stiamo osservando negli ecosistemi marini sia a livello locale che globale richiedono una comprensione profonda e quantitativa dei sistemi oceanici, abbracciando la fisica, la biogeochimica e l’ecologia. Fondamentale in questo contesto è il ruolo delle modalità dominanti di variabilità atmosferica e oceanica, che coordinano variazioni climatiche estese con impatti sostanziali sugli ecosistemi. Questo studio esamina la struttura della variabilità climatica extratropicale nell’emisfero settentrionale, con un focus particolare sui modelli di variabilità climatica nell’Atlantico Nord extratropicale.

Un modello primario di variabilità meteo-climatica nell’emisfero settentrionale è l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO). Questa fenomenologia si manifesta come una redistribuzione della massa atmosferica tra l’Artico e l’Atlantico subtropicale, alternando fasi che portano a significative variazioni di temperatura, venti, precipitazioni e tempeste sull’Atlantico e sui continenti limitrofi. La NAO influisce anche sugli oceani, modificando contenuto termico, circolazioni dei giri, profondità dello strato misto, salinità, formazione di acque profonde alle alte latitudini e la copertura di ghiaccio marino. Di conseguenza, gli indici della NAO sono strumenti essenziali per documentare e comprendere come questa variabilità modifichi la struttura e la funzionalità degli ecosistemi marini.

Non esiste, però, un metodo unico per definire la NAO. Vengono discussi vari approcci, includendo metodi lineari come l’analisi delle componenti principali e tecniche non lineari come l’analisi dei cluster. Le tecniche lineari, le più diffuse, presuppongono che gli stati preferenziali di circolazione atmosferica si manifestino in coppie con strutture spaziali identiche ma di polarità opposta. Al contrario, le tecniche non lineari cercano pattern specifici in termini di ampiezza e segno, rivelando asimmetrie spaziali tra le diverse fasi della NAO, aspetti che assumono un’importanza cruciale negli studi ecologici.

Inoltre, non esiste un indice universalmente accettato per tracciare l’evoluzione temporale della NAO. Viene presentata una comparazione tra gli indici più comuni, evidenziando come la NAO non presenti una scala temporale di variabilità preferenziale: i cambiamenti notevoli si verificano da un inverno all’altro e da un decennio all’altro, con una considerevole variabilità anche all’interno di una singola stagione. Comprendere come la NAO reagisca a forzature esterne, quali le variazioni delle temperature superficiali dei mari tropicali, le influenze stratosferiche e l’aumento delle concentrazioni di gas serra, è fondamentale per affrontare il dibattito attuale sulla variabilità e il cambiamento climatico.

1. Introduzione

Gli ecosistemi offrono significativi vantaggi alle società e alle nazioni, fornendo risorse rinnovabili essenziali come cibo, fibre, alloggi, energia, nonché benefici per la biodiversità, l’aria pulita e l’acqua, il riciclo degli elementi, e valori culturali, spirituali ed estetici. Al contempo, le attività umane impattano su processi e dinamiche degli ecosistemi. Gli ecosistemi influenzano anche il clima attraverso lo scambio di grandi quantità di energia, momento e gas serra con l’atmosfera. I cambiamenti climatici globali modificano la struttura e il funzionamento degli ecosistemi, influenzando la disponibilità di risorse ecologiche e alterando le interazioni tra ecosistemi e clima, con possibili ripercussioni sui sistemi economici che da essi dipendono. Affrontare la sfida di comprendere e prevedere gli effetti della variabilità climatica globale sugli ecosistemi e sui servizi che essi offrono, nonché le risposte umane a questi cambiamenti, è di fondamentale importanza.

Le modifiche ai modelli di variabilità climatica atmosferica e oceanica, come l’El Niño/Oscillazione del Sud (ENSO) e l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), causano notevoli variazioni climatiche a livello globale su scale temporali interannuali e più lunghe. Una porzione rilevante del riscaldamento globale recente è attribuita ai cambiamenti decennali in queste modalità di variabilità dominanti. Si ritiene che la risposta al forcing antropogenico possa essere significativamente influenzata da questi modelli di variabilità naturale.

Parallelamente, cresce la consapevolezza che le variazioni nella frequenza e ampiezza di questi modelli climatici influenzino profondamente i processi ecologici, alterando i pattern temporali e spaziali di popolazione e abbondanza di specie. Questi cambiamenti possono avere impatti sociali importanti, favorendo o danneggiando nazioni o gruppi di utenti di risorse e influenzando gli accordi internazionali sulla distribuzione dei benefici ittici. Tradizionalmente, gli studi sull’impatto del clima sugli ecosistemi si sono concentrati su parametri meteorologici locali come temperatura e precipitazioni, ma oggi l’attenzione si sposta sempre più verso gli indici climatici su larga scala, che offrono una visione più integrata e possono essere collegati più direttamente alla variabilità fisica complessiva del sistema.

Poiché le variazioni modali producono variazioni climatiche coerenti su vaste aree, queste hanno un impatto sugli ecosistemi su scale spaziali rilevanti per la società, influenzando significativamente settori come la pesca nell’Atlantico e nel Pacifico, la gestione dei rischi di incendi boschivi e la disponibilità di acqua.

La variabilità modale diventa quindi un tema centrale per la collaborazione tra studiosi del clima, degli ecosistemi e dell’impatto climatico. Questa collaborazione è essenziale per identificare gli effetti più rilevanti dei cambiamenti globali sugli ecosistemi per la società. In questo numero speciale, ci concentriamo specificatamente sull’emisfero settentrionale extratropicale, iniziando con una panoramica sulla struttura spaziale del clima extratropicale e della sua variabilità, discutendo come sono definiti i modelli di variabilità del clima atlantico e le loro interrelazioni. Descriviamo brevemente anche l’impatto di questi modelli sulla temperatura superficiale, le precipitazioni, le tempeste, gli oceani sottostanti e il ghiaccio marino. Concludiamo riflettendo su problemi aperti e sfide future, in particolare riguardo ai meccanismi che presumibilmente regolano la variabilità modale.

La figura numero 1 presenta due mappe della pressione media al livello del mare: la mappa superiore per l’inverno boreale (dicembre-febbraio) e quella inferiore per l’estate boreale (giugno-agosto). Queste mappe sono state create utilizzando i dati del progetto di rianalisi NCEP/NCAR che copre il periodo dal 1958 al 2006.

Dettagli visivi:

• Isobare: Le linee tracciate sulle mappe sono isobare, ovvero linee che connettono punti di uguale pressione atmosferica. Ogni linea è separata da un incremento di pressione di 4 hPa.
• Colorazione: Anche se la figura non specifica direttamente il significato dei colori, generalmente le tonalità più scure possono indicare zone di bassa pressione e le più chiare zone di alta pressione.

Analisi delle mappe:

• Variazioni stagionali: Osservando le due mappe si notano differenze nella distribuzione delle pressioni, che riflettono i cambiamenti nei sistemi meteorologici tra l’inverno e l’estate.
• Impatto sul clima: Queste differenze di pressione influenzano la circolazione atmosferica, modellando i venti prevalenti, le precipitazioni e i fenomeni meteorologici estremi. Le variazioni di pressione possono, ad esempio, alterare percorsi e intensità delle tempeste, incidendo così sui pattern climatici regionali e globali.

In conclusione, questa figura offre una chiara rappresentazione di come cambia la pressione atmosferica tra le stagioni, evidenziando le dinamiche complesse che caratterizzano il sistema climatico dell’emisfero settentrionale.

2. Struttura Spaziale del Clima e della Variabilità Climatica nelle Zone Extratropicali La variabilità climatica è comunemente definita tramite “anomalie”, ovvero come la differenza tra lo stato istantaneo del sistema climatico e la sua climatologia, cioè lo stato medio calcolato su molti anni e rappresentativo del periodo considerato. Data la forte dipendenza stagionale della struttura spaziale della variabilità climatica nelle zone extratropicali (Wallace et al., 1993), è utile analizzare l’evoluzione stagionale dello stato medio, su cui si sovrappongono le variazioni climatiche.

2.1. Stato Medio e Onde Planetarie Significative variazioni nella distribuzione media della pressione al livello del mare (SLP) sopra l’emisfero settentrionale (NH) sono evidenti dal passaggio dall’inverno (dicembre-febbraio) all’estate (giugno-agosto, vedi Fig. 1). I cambiamenti più notevoli avvengono sul continente asiatico con lo sviluppo dell’anticiclone siberiano in inverno e del ciclone monsonico nel Sud-est asiatico in estate. Durante l’estate, gli anticicloni subtropicali predominano sugli oceani settentrionali, con l’alta pressione delle Azzorre che copre quasi tutto l’Atlantico Nord. Questi anticicloni si indeboliscono e si spostano verso l’equatore in inverno, lasciando spazio ai centri di bassa pressione delle Aleutine e dell’Islanda.

L’aria nell’emisfero settentrionale fluisce in senso antiorario attorno alle aree di bassa pressione e in senso orario attorno a quelle di alta pressione. Di conseguenza, un flusso occidentale persiste durante tutto l’anno nelle medie latitudini del settore atlantico. L’intensità di questo flusso è direttamente legata al gradiente di pressione nord-sud, rendendo i venti superficiali particolarmente forti in inverno, con velocità medie vicine ai 5 m/s dagli Stati Uniti orientali fino all’Europa settentrionale (vedi Fig. 2). Questi venti occidentali si estendono per tutta la troposfera e raggiungono la loro intensità massima, fino a 40 m/s, a circa 12 km di altezza. Questo getto, noto come “getto polare”, coincide grossomodo con il percorso delle tempeste che si spostano tra il Nord America e l’Europa. Nell’Atlantico subtropicale, i venti alisei di superficie prevalenti del nordest sono più costanti ma raggiungono la loro intensità massima in estate.

A circa 5-6 km di altezza, nella troposfera media, la mappa invernale mostra come i cicloni e gli anticicloni di alta latitudine inclinino verso ovest con l’aumento dell’altitudine (vedi Fig. 3). Sono evidenti due depressioni di bassa pressione e due creste di alta pressione: le prime si trovano sul nord-est del Canada e ad est dell’Asia, mentre le seconde si posizionano a ovest dell’Europa e sul Nord America occidentale. Queste marcate asimmetrie zonali sono il risultato delle cosiddette “onde stazionarie”, principalmente forzate dai contrasti di riscaldamento tra continenti e oceani e dalla presenza delle catene montuose delle Rocciose e dell’Himalaya. In estate, il flusso diventa molto più debole e simmetrico, in linea con una distribuzione più uniforme della radiazione solare dall’equatore al polo.

Anche se i modelli delle onde planetarie sono geograficamente fissi, essi variano nel tempo a causa di cambiamenti nei modelli di riscaldamento atmosferico o per via di processi interni caotici. L’ampiezza e la struttura della variabilità del campo dell’altezza geopotenziale a 500 hPa variano fortemente in base alla longitudine, con la massima varianza temporale che si registra sopra gli oceani settentrionali, specialmente durante l’inverno boreale. Le variazioni mensili e quelle entro specifiche bande di frequenza mostrano picchi di varianza distinti a 500 hPa sopra gli oceani Atlantico e Pacifico, con contrasti longitudinali che si accentuano man mano che si considerano scale temporali più ampie (Kushnir e Wallace, 1989). In confronto, durante l’estate boreale, le deviazioni standard delle altezze a 500 hPa sono circa la metà rispetto a quelle invernali (vedi Fig. 4).

La figura 2 presenta una visualizzazione dei venti medi vettoriali a due differenti altitudini atmosferiche, rappresentate per le stagioni dell’inverno boreale (dicembre-febbraio) e dell’estate boreale (giugno-agosto). Questi dati coprono il periodo dal 1958 al 2006.

Dettagli delle rappresentazioni:

• A sinistra: I venti a 1000 hPa, che sono più vicini alla superficie terrestre, vengono mostrati per entrambe le stagioni, riflettendo le condizioni atmosferiche vicino al suolo.
• A destra: I venti a 200 hPa, un livello che corrisponde approssimativamente alla regione del getto subtropicale, indicando le condizioni dei venti ad alta quota.

Caratteristiche osservate nelle mappe:

• Direzione e intensità: Le frecce indicano direzione e velocità del vento. La lunghezza delle frecce è proporzionale alla velocità del vento, con i valori di velocità espressi in metri al secondo (m/s), chiaramente indicati nei riquadri di ciascuna mappa.
• Variazioni stagionali: È evidente un cambiamento nella configurazione dei venti tra l’inverno e l’estate, mostrando come i sistemi meteorologici si adattano alle variazioni stagionali nel gradiente di pressione e nelle dinamiche atmosferiche.

Osservazioni specifiche per stagione:

• Inverno (DJF): Durante l’inverno, i venti sono generalmente più intensi, specialmente a 200 hPa, dove il getto polare è prominente nelle alte latitudini, indicativo di un forte gradiente di pressione.
• Estate (JJA): In estate, i venti si mostrano più deboli e meno strutturati rispetto all’inverno, riflettendo una condizione atmosferica più stabile e un gradiente di pressione ridotto.

In conclusione, la figura fornisce un’analisi chiara delle variazioni stagionali e altitudinali dei venti, illustrando le differenze significative nei pattern di vento tra le stagioni invernale ed estiva e tra le quote basse e alte dell’atmosfera.

2.2. Teleconnessioni: NAO e PNA Un effetto del comportamento transitorio delle onde planetarie atmosferiche è che le anomalie climatiche stagionali si manifestano su ampie aree geografiche. Alcune zone possono risultare più fredde o secche della media, mentre simultaneamente, a migliaia di chilometri di distanza, si possono registrare condizioni più calde e umide. Queste variazioni di clima simultanee e spesso contrapposte in diverse parti del mondo sono note nella letteratura meteorologica come “teleconnessioni” (Wallace e Gutzler, 1981; Esbensen, 1984; Barnston e Livezey, 1987; Kushnir e Wallace, 1989; Trenberth et al., 1998). Sebbene le specifiche caratteristiche di queste teleconnessioni possano variare a seconda dei metodi statistici e dei set di dati utilizzati nell’analisi, emergono tratti regionali consistenti che ne delineano i modelli più evidenti.

Tra le teleconnessioni più significative dell’emisfero settentrionale (NH) troviamo i modelli NAO (Oscillazione Nord Atlantica) e PNA (Pacific-North American). Questi modelli mostrano la massima ampiezza durante i mesi invernali boreali e la loro struttura spaziale nella media troposfera è illustrata più chiaramente attraverso mappe di correlazione a un punto (Fig. 5). Queste mappe sono realizzate correlando le serie temporali delle altezze a 500 hPa di un “punto di griglia di riferimento” con quelle di tutti gli altri punti di griglia (ad esempio, Wallace e Gutzler, 1981). Il modello di teleconnessione PNA si caratterizza per quattro centri di azione. Sull’Oceano Pacifico settentrionale, le variazioni dell’altezza geopotenziale vicino alle Isole Aleutine sono in contrapposizione con quelle a sud, creando un effetto altalena lungo la posizione media del getto subtropicale del Pacifico (Fig. 2). In America del Nord, le variazioni dell’altezza geopotenziale sul Canada occidentale e il nord-ovest degli USA sono in correlazione negativa con quelle sul sud-est degli USA, ma in correlazione positiva con il centro del Pacifico subtropicale. L’importanza di questi centri nella PNA è legata alla loro interazione con la circolazione atmosferica media (Fig. 3). Le fluttuazioni nel modello PNA indicano variazioni nell’ondulazione del flusso atmosferico nell’emisfero occidentale, influenzando così i movimenti delle grandi masse d’aria del Pacifico e del Nord America e i relativi fenomeni meteorologici.

Su scala interannuale, le anomalie della circolazione atmosferica sul Pacifico settentrionale, comprese quelle del PNA, sono associate a variazioni delle temperature superficiali del mare del Pacifico tropicale legate al fenomeno El Niño/Oscillazione Meridionale (ENSO). Questa associazione rispecchia principalmente la teleconnessione dinamica verso le alte latitudini innescata dalla forte convezione nei tropici (si veda Trenberth et al., 1998 per una rassegna). Pertanto, il modello PNA è considerato una sorta di estensione extratropicale dell’ENSO. Tuttavia, significative variazioni del PNA avvengono anche in assenza di ENSO, indicando che il PNA è una modalità di variabilità atmosferica “interna”.

Analogamente, la NAO non dipende dalle interazioni accoppiate tra oceano, atmosfera e terra (Thompson et al., 2003; Czaja et al., 2003), come evidenziato dagli esperimenti con modelli climatici che non includono variabilità SST, ghiaccio marino o superficiale terrestre (Hurrell et al., 2003). A differenza della PNA, che appare come una forma ondulata, la NAO è principalmente un dipolo nord-sud, caratterizzato da anomalie di altezza simultanee e contrapposte tra le latitudini temperate e quelle elevate sull’Atlantico (Fig. 5). La NAO è anche predominante nella principale funzione empiricamente determinata (EOF) del campo di pressione al livello del mare (SLP) dell’NH (Kutzbach, 1970; Rogers, 1981; Trenberth e Paolino, 1981; Thompson et al., 2003). L’analisi della SLP permette di valutare il comportamento a lungo termine della NAO, grazie a una serie storica di carte della SLP sull’NH che inizia nel 1899 (Trenberth e Paolino, 1980), a differenza delle carte dell’altezza a 500 hPa, che sono limitate al periodo post-1947. Inoltre, sono disponibili registrazioni strumentali ancora più lunghe delle variazioni della SLP, specialmente dalle stazioni europee (Jones et al., 2003). Nei paragrafi seguenti, esamineremo quindi più in dettaglio la struttura spaziale e l’evoluzione temporale della NAO attraverso i dati della SLP.

la Figura 3 mostra l’altezza geopotenziale media a 500 hPa per le stagioni dell’inverno boreale (dicembre-febbraio) e dell’estate boreale (giugno-agosto), basata sui dati raccolti dal 1958 al 2006.

Dettagli della Figura:

• Contorni principali: I contorni più spessi, che appaiono ogni 120 metri geopotenziali (gpm), delineano le principali strutture atmosferiche in altezza, come le aree di alta e bassa pressione. Questi contorni forniscono una visione chiara delle grandi masse d’aria e della loro distribuzione verticale nell’atmosfera.
• Contorni aggiuntivi: I contorni più sottili, tracciati ogni 20 gpm e escludendo il contorno a zero, indicano le variazioni dall’andamento zonale medio, ossia le deviazioni dalla norma. Le zone con deviazioni negative (al di sotto della media) sono ombreggiate in scuro, mentre quelle con deviazioni positive (al di sopra della media) sono in chiaro.

Interpretazione stagionale:

• Inverno (parte superiore): Nella mappa invernale si notano configurazioni di alta pressione più estese e robuste, tipiche della stagione fredda. Queste strutture sono cruciali per determinare i modelli meteorologici prevalenti, inclusi i flussi di getto che possono portare a condizioni atmosferiche particolari come tempeste o periodi di bel tempo esteso.
• Estate (parte inferiore): Durante l’estate, le altezze geopotenziali si modificano in risposta al riscaldamento stagionale e alle variazioni nei sistemi di pressione. Questo cambiamento stagionale può influenzare la distribuzione e l’intensità delle precipitazioni e la dinamica dei venti.

Implicazioni Climatiche: Le mappe di altezza geopotenziale a 500 hPa sono fondamentali per comprendere come la circolazione atmosferica di grande scala influenzi il clima a livello regionale e globale. Le variazioni in queste altezze sono strettamente correlate con le modifiche nei pattern meteorologici, incluse precipitazioni e temperature. Questa figura, offrendo dettagli sulle deviazioni dalla media zonale, aiuta a capire l’impatto di fenomeni climatici significativi come El Niño o la NAO, mostrando come possono alterare il clima su scala globale.

la Figura 4 illustra la variabilità interannuale dell’altezza geopotenziale a 500 hPa durante l’inverno boreale (dicembre-febbraio) e l’estate boreale (giugno-agosto), basata su dati raccolti dal 1958 al 2006.

Dettagli della Mappa:

• Contorni: I contorni, che incrementano di 10 gpm, delineano le aree con diverse intensità di variabilità. Questi indicano quanto l’altezza geopotenziale a questa quota vari significativamente da un anno all’altro.
• Ombreggiature: Le zone ombreggiate in modo più scuro mostrano dove la variabilità è stata maggiore, suggerendo fluttuazioni più pronunciate nell’altezza geopotenziale durante il periodo di rilevamento.

Analisi Stagionale:

• Inverno (parte superiore della figura): Durante l’inverno, alcune regioni mostrano un’elevata variabilità, come indicato dalle ombreggiature più scure. Questo suggerisce che in tali aree, i cambiamenti annuali nell’altezza geopotenziale possono influenzare in modo significativo i fenomeni meteorologici locali, quali la formazione di tempeste o la forza dei venti prevalenti.
• Estate (parte inferiore della figura): L’estate mostra generalmente una variabilità minore rispetto all’inverno, con meno aree intensamente ombreggiate. Tuttavia, le zone che presentano ancora una certa variabilità indicano potenziali cambiamenti nei modelli meteorologici estivi, come variazioni nella frequenza e nell’intensità delle precipitazioni.

Significato Climatico: Capire dove e come l’altezza geopotenziale a 500 hPa varia di anno in anno è cruciale per prevedere i cambiamenti nel clima e nel tempo atmosferico. Le aree con variabilità più marcata possono essere considerate zone chiave per monitorare e studiare in quanto più suscettibili a trasformazioni significative che possono influenzare tutto, dalle temperature locali agli schemi di precipitazione e vento. Questa analisi è essenziale per i climatologi e i meteorologi per anticipare e gestire meglio gli impatti dei cambiamenti climatici a livello regionale e globale.

la Figura 5 presenta due mappe di correlazione a un punto delle altezze geopotenziali a 500 hPa durante l’inverno boreale.

Dettagli Generali:

• Periodo di rilevamento: Le mappe coprono il periodo dal 1958 al 2006.
• Stagione: Inverno boreale (dicembre-febbraio).

Specifiche delle Mappe:

• Pannello Superiore: Il punto di riferimento è situato a 45°N, 165°W, una posizione chiave per il pattern del Pacific North American (PNA). Questo punto si trova nell’Oceano Pacifico settentrionale, essenziale per tracciare le interazioni climatiche tra l’oceano e il continente nordamericano.
• Pannello Inferiore: Il punto di riferimento è a 65°N, 30°W, che serve per illustrare il pattern della North Atlantic Oscillation (NAO). Questo punto si trova nell’Oceano Atlantico settentrionale, cruciale per esaminare le influenze climatiche sull’Europa e sul Nord America.

Interpretazione delle Correlazioni:

• Coefficienti di Correlazione: I contorni continuativi rappresentano coefficienti di correlazione positivi, indicando che un aumento delle altezze geopotenziali nel punto di riferimento tende a corrispondere a un aumento simile nelle regioni collegate. I contorni tratteggiati rappresentano coefficienti negativi, suggerendo che un aumento nel punto di riferimento corrisponde a una diminuzione nelle aree correlate.
• Importanza dei Contorni: Ogni contorno rappresenta una variazione di 0.2 nei coefficienti di correlazione, e il contorno zero è omesso per enfatizzare solo le correlazioni significative.

Implicazioni delle Mappe:

• Pattern PNA (Pannello Superiore): La mappa mostra come le variazioni di pressione in un punto centrale del Pacifico possano avere ripercussioni su un’ampia area, influenzando le condizioni meteorologiche su gran parte del Nord America e dell’oceano Pacifico.
• Pattern NAO (Pannello Inferiore): Questa configurazione evidenzia come le variazioni nell’Atlantico settentrionale possano impattare il clima di regioni estese, includendo l’Europa e parti del Nord America, modificando significativamente le condizioni invernali.

In conclusione, queste mappe di correlazione sono strumenti visivi potentissimi per comprendere l’ampiezza e l’influenza di grandi pattern climatici come il PNA e il NAO, dimostrando come variazioni in specifiche località possano essere connesse a cambiamenti climatici in aree geograficamente distanti.

3. La firma spaziale dell’NAO

Non c’è un solo modo per “definire” l’NAO. Un metodo utilizza mappe di correlazione semplici, come ad esempio nella Figura 5, per identificare l’NAO nelle aree dell’Atlantico Nord dove si registra la massima correlazione negativa (Wallace e Gutzler, 1981; Kushnir e Wallace, 1989; Portis et al., 2001). Un altro metodo impiegato è l’analisi delle componenti principali (EOF). In questo caso, l’NAO viene identificata attraverso gli autovettori della matrice di cross-covarianza o cross-correlazione, calcolati in base alle variazioni temporali dei dati di pressione al livello del mare o di altre variabili climatiche. Gli autovettori, che devono essere ortogonali sia nello spazio che nel tempo rispetto agli altri, vengono scalati secondo il grado di varianza dei dati che riescono a spiegare. Questo metodo lineare assume che gli stati di circolazione atmosferica preferenziali si verifichino a coppie con anomalie di polarità opposta e la stessa struttura spaziale. In alternativa, le anomalie climatiche possono essere riconosciute tramite tecniche di analisi dei cluster, che identificano modelli ricorrenti di specifica ampiezza e segno. Questi algoritmi individuano i “regimi” climatici o meteorologici, corrispondenti ai picchi nella funzione di densità di probabilità del clima. L’interesse per questa interpretazione non lineare della variabilità atmosferica è in aumento, trovando recentemente applicazione nel contesto climatico (ad esempio, Palmer, 1999; Corti et al., 1999; Cassou e Terray, 2001a,b; Cassou et al., 2004a). Nel seguito, analizziamo i modelli spaziali dell’NAO stimati attraverso sia le tecniche EOF tradizionali sia le tecniche di clustering.

3.1. Analisi EOF della Pressione al Livello del Mare nell’Atlantico Nord

I principali autovettori della matrice di cross-covarianza, calcolati dalle anomalie stagionali (media trimestrale) della pressione al livello del mare (SLP) nell’Atlantico Nord (dai 20° ai 70°N; dai 90°W ai 40°E), sono mostrati nella Figura 6. I modelli risultano molto simili anche quando basati sulla matrice di cross-correlazione (non illustrata qui). Le anomalie di SLP di maggiore ampiezza si verificano durante i mesi invernali boreali. Tuttavia, il modello predominante di variabilità durante tutto l’anno è caratterizzato da un doppio centro di pressione, identificabile come l’NAO, anche se il pattern spaziale non è costante nel tempo.

L’NAO è riconosciuta come l’unico schema di teleconnessione presente durante tutto l’anno nell’emisfero nord. In inverno, rappresenta più di un terzo della varianza totale della SLP sull’Atlantico Nord e si presenta leggermente orientata da nord-ovest a sud-est. Nella fase detta “positiva”, pressioni superiori alla norma a sud del 55°N si accompagnano a una vasta area di bassa pressione sull’Artico, intensificando il gradiente di pressione meridionale climatico. Le anomalie di maggiore ampiezza si localizzano vicino all’Islanda e sulla Penisola Iberica. La fase positiva dell’NAO favorisce venti occidentali più forti del normale attraverso le medie latitudini atlantiche verso l’Europa, con flussi anomali meridionali sull’est degli USA e settentrionali sull’Artico canadese e il Mediterraneo.

L’NAO rimane ben distinta dalle altre modalità in tutte le stagioni, confermato dal criterio di North et al. (1982). In primavera, l’NAO si presenta come un doppio centro di azione nord-sud con un centro vicino alle Azzorre. L’ampiezza e l’estensione spaziale delle anomalie di SLP sono minori rispetto all’inverno, ma la varianza spiegata dall’EOF principale è del 30%. In estate, l’ampiezza, l’estensione spaziale e la percentuale della variabilità totale di SLP spiegata dall’NAO raggiungono i valori minimi, con i centri di azione spostati notevolmente a nord e a est rispetto all’inverno. In autunno, l’NAO assume un’orientazione più da sud-ovest a nord-est, con anomalie di SLP nel centro settentrionale paragonabili a quelle della primavera.

Nonostante il modello spaziale dell’NAO rimanga sostanzialmente simile durante l’anno, ciò non implica che persista nella stessa fase per lunghi periodi. È infatti altamente variabile, con frequenti cambi di fase da un mese all’altro. I suoi comportamenti a lungo termine riflettono l’effetto combinato del tempo di permanenza in ciascuna fase e della sua ampiezza.

Gli studi sull’NAO si concentrano principalmente sui mesi invernali, periodo in cui l’atmosfera è dinamicamente più attiva e le perturbazioni raggiungono le maggiori ampiezze. Pertanto, l’impatto dell’NAO su temperature e precipitazioni è probabilmente maggiore in questo periodo. Tuttavia, fluttuazioni coerenti di pressione, temperatura, nuvolosità e precipitazioni si verificano durante tutto l’anno sull’Atlantico Nord, e la variabilità su scala decennale e pluriennale non è limitata solo all’inverno. Inoltre, la dinamica invernale dell’NAO può interagire con componenti più lenti del sistema climatico, come l’oceano, generando anomalie superficiali persistenti che influenzano significativamente l’evoluzione del clima e degli ecosistemi marini.

La Figura 6 presenta le anomalie stagionali della pressione al livello del mare (SLP) nell’Atlantico Nord, distribuite in quattro diverse stagioni: inverno, primavera, estate e autunno. Queste mappe sono frutto dell’analisi delle funzioni ortogonali empiriche principali (EOF 1), che evidenziano le variazioni di pressione più significative nella regione. Le linee di contorno su ogni mappa indicano incrementi di 0,5 hPa, e la linea del valore zero è stata omessa per mettere in risalto le differenze più notevoli.

• Inverno (DJF 35.6): La mappa invernale mostra il contrasto più marcato tra alte e basse pressioni, con una copertura del 35,6% della varianza totale. Questo indica un forte impatto del pattern di pressione caratteristico di questa stagione, spesso associato a una fase intensa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO).
• Primavera (MAM 30.1): Durante la primavera, le anomalie di pressione rimangono significative ma con una percentuale leggermente inferiore, coprendo il 30,1% della varianza. Questo suggerisce che i modelli di pressione sono ancora rilevanti ma meno accentuati rispetto all’inverno.
• Estate (JJA 21.9): L’estate mostra la minore percentuale di varianza spiegata (21,9%), riflettendo un impatto meno pronunciato delle anomalie di pressione. Ciò potrebbe indicare una fase meno definita o più debole dell’NAO durante i mesi estivi.
• Autunno (SON 22.9): In autunno, le anomalie di pressione si intensificano nuovamente, sebbene non raggiungano i livelli invernali. La percentuale della varianza spiegata è del 22,9%, indicando che i modelli di pressione sono ancora una componente influente del clima stagionale.

Queste mappe, basate su un lungo periodo storico dal 1899 al 2006, sono essenziali per comprendere come i cambiamenti nella pressione al livello del mare possano influenzare i modelli climatici dell’Atlantico Nord e mostrano chiaramente la variabilità stagionale e l’importanza dell’analisi longitudinale nel comprendere i cicli climatici.

3.2. Analisi EOF della Pressione al Livello del Mare nell’Emisfero Nord (NH SLP)

L’analisi EOF ha una limitazione ben nota: gli autovettori sono strumenti matematici che devono essere ortogonali tra loro e massimizzare la varianza nell’intero dominio analizzato. Di conseguenza, non c’è certezza che rappresentino effettivamente modi fisici o dinamici del sistema climatico. Per esempio, l’analisi EOF potrebbe non svelare due modelli che si sovrappongono linearmente se non sono ortogonali. Inoltre, i valori di caricamento degli EOF non descrivono il comportamento locale dei dati: avere valori dello stesso segno in due punti differenti non significa necessariamente che questi punti siano correlati significativamente. Ciò implica che l’interpretazione della struttura di un EOF specifico richiede una certa cautela.

Queste questioni sono state al centro di un dibattito riguardante se l’NAO sia solamente un’espressione regionale di un modello di variabilità più ampio a livello emisferico, noto come Modo Annulare dell’Emisfero Nord (NAM) o, in passato, come Oscillazione Artica.

Il NAM è definito dal primo EOF dei dati invernali di SLP dell’Emisfero Nord, che copre una fascia che va dai 20° ai 90°N. Questo EOF spiega il 23% della varianza della media invernale estesa, da dicembre a marzo, ed è fortemente influenzato dalla struttura dell’NAO nel settore atlantico. Sebbene ci siano delle sottili differenze rispetto al modello regionale, la principale distinzione è data dalle anomalie di maggiore ampiezza nel Pacifico settentrionale, che si sommano a quelle dell’Atlantico. Questo conferisce al NAM una struttura quasi circolare, riflettendo un’oscillazione meridionale su scala emisferica nella pressione al livello del mare tra le latitudini polari e quelle medie.

Anche se il NAM è stato identificato per la prima volta negli anni ’50 e ’70, solo recentemente Thompson e Wallace hanno argomentato che il NAM rappresenta una struttura fondamentale della variabilità climatica dell’Emisfero Nord. Secondo loro, l’NAO regionale è in realtà una manifestazione del modo annulare, modulato da forze asimmetriche come la topografia e le differenze di temperatura tra terra e mare. Questa visione annulare è quindi essenziale per capire i processi che stanno dietro alle variazioni del NAM e dell’NAO. In particolare, il modello principale di variabilità invernale nella bassa stratosfera, chiaramente annulare, si riflette quasi esclusivamente nei settori artico e atlantico, corrispondendo alla struttura spaziale dell’NAO.

Thompson e altri nel 2003 hanno offerto un’analisi dettagliata della dinamica che governa il comportamento del modo annulare, discutendo anche come la variabilità annulare nella stratosfera possa influenzare le variazioni simili all’NAO nel clima di superficie.

La Figura 7 illustra l’impatto delle variazioni dell’indice NAO sulla velocità del vento a 1000 hPa durante l’inverno boreale, che copre i mesi di dicembre a febbraio. Questa analisi si basa sui dati reanalizzati dal NCEP/NCAR nel periodo dal 1958 al 2006.

• Scala dei colori: Indica la velocità scalare del vento, espressa in metri al secondo (m s⁻¹ )I colori più caldi come il giallo, l’arancione e il rosso, segnalano velocità maggiori, mentre i toni più freddi come il blu indicano velocità inferiori. Questa gradazione colorata aiuta a visualizzare la distribuzione e l’intensità del vento sull’intera mappa.
• Frecce (vettore del vento): Le frecce mostrano la direzione e l’intensità del vento. La direzione della freccia indica da dove il vento proviene e verso dove si dirige, mentre la lunghezza della freccia rappresenta l’intensità del vento a quel punto. Più lunga è la freccia, maggiore è la velocità del vento.
• Vettore di scala: Situato nell’angolo inferiore destro della figura, indica che una freccia di quella lunghezza specifica corrisponde a una velocità di 1 m s⁻¹. Questo è un riferimento utile per interpretare visivamente la velocità del vento rappresentata dalle frecce.

Questa figura è cruciale per capire come variazioni nell’indice NAO possano influenzare i modelli di vento attraverso il settore atlantico in inverno. Tali cambiamenti nella dinamica del vento, legati alle oscillazioni della pressione atmosferica influenzate dall’NAO, possono avere effetti notevoli sul clima e sulle condizioni meteorologiche di diverse regioni.

3.3. Analisi dei cluster della pressione atmosferica superficiale (PSL) nell’Atlantico Nord

Nello studio della variabilità interannuale dell’Atlantico Nord, è possibile utilizzare metodologie non lineari quali l’analisi dei cluster o l’analisi dei componenti principali non lineari, come dimostrato da Monahan e colleghi nei primi anni 2000. In questo contesto, abbiamo applicato l’analisi dei cluster a 57 anni di dati giornalieri della PSL raccolti nei mesi invernali (dicembre-marzo), seguendo le metodologie sviluppate da Cassou, Terray e Michelangeli. Questo approccio ha dimostrato di essere efficace e robusto, indipendentemente dagli algoritmi e dai set di dati utilizzati.

L’analisi dei cluster è una tecnica statistica che organizza le mappe giornaliere della PSL in un numero ristretto di stati rappresentativi, basati su criteri oggettivi di somiglianza. Questi cluster, che complessivamente rappresentano il 100% delle occorrenze, offrono una visione chiara delle dinamiche atmosferiche prevalenti.

Applicando questo metodo sulla zona atlantica compresa tra 20° e 70° Nord e 90° Ovest e 40° Est, abbiamo identificato quattro principali regimi climatici invernali della PSL. Due di questi corrispondono alle fasi positive e negative dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), mentre gli altri due mostrano robuste creste anticicloniche sopra la Scandinavia e vicino all’Europa occidentale, simili al pattern dell’Atlantico orientale. Questi regimi si manifestano con frequenze comparabili, oscillando tra il 20% e il 30% dei giorni invernali, sebbene questa proporzione possa variare a seconda del periodo analizzato.

A differenza dei pattern tipici della NAO rilevati con metodi lineari, l’analisi dei cluster rivela interessanti asimmetrie spaziali, come lo spostamento delle anomalie di pressione tra le due fasi della NAO. Inoltre, queste asimmetrie non sono confinate a periodi specifici, ma sono consistenti attraverso diversi intervalli temporali.

Queste osservazioni supportano l’idea che modifiche future nella forzatura dei gas serra possano alterare non solo la posizione, ma anche la frequenza dei regimi climatici predominanti. Gli studi che prospettano uno spostamento verso est dei centri d’azione della NAO sotto incremento di forzature da gas serra suggeriscono che tali variazioni potrebbero derivare più dall’attivazione preferenziale dei regimi positivi della NAO, che da uno spostamento statico dei centri di pressione. Questa teoria è supportata da studi che documentano variazioni nelle statistiche dei modi fissi nel tempo, evidenziando come il clima possa rispondere a lungo termine agli impatti antropogenici.

La Figura 8 illustra le anomalie della pressione atmosferica al livello del mare (SLP) durante i mesi invernali (dicembre-marzo), analizzate attraverso la funzione ortogonale empirica principale (EOF 1) in due diversi pannelli:

1. Emisfero Nord (parte superiore): Questa mappa copre la zona da 20° a 90° nord in latitudine. Le anomalie sono rappresentate in hPa (ettropascal) e mostrano come le variazioni di pressione si distribuiscano su larga scala nell’emisfero.
2. Settore dell’Atlantico Nord (parte inferiore): Si concentra sulle latitudini da 20° a 70° nord e longitudini da 90° ovest a 40° est. In questa mappa, oltre alle anomalie, sono segnalate due località specifiche, Lisbona in Portogallo e Stykkisholmur in Islanda, che sono punti di riferimento per l’indice NAO (Oscillazione Nord Atlantica) basato su misurazioni locali, come stabilito da Hurrell nel 1995.

Dettagli Tecnici delle Mappe

• Ampiezza delle Anomalie: Le linee di contorno rappresentano variazioni di 0.5 hPa, evidenziando le anomalie di pressione positive e negative; il contorno zero è omesso per focalizzarsi sulle variazioni significative.
• Periodo di Studio: I dati visualizzati abbracciano un arco temporale che va dal 1899 al 2006, offrendo un ampio contesto storico per comprendere le variazioni climatiche.

Interpretazione e Implicazioni

Queste mappe forniscono una visione dettagliata delle variazioni della pressione atmosferica, essenziali per comprendere i modelli climatici e meteorologici durante l’inverno nell’emisfero nord e nell’Atlantico Nord. Le anomalie identificate possono influenzare le condizioni climatiche estreme, come ondate di caldo o freddo e tempeste, e sono cruciali per studiare la variabilità e i cambiamenti climatici a lungo termine nella regione.

La Figura 9 presenta quattro distinti regimi meteorologici invernali nell’Atlantico Nord, basati sull’analisi delle pressioni al livello del mare (SLP) dal 1950 al 2006, durante i mesi di dicembre a marzo. Ogni pannello visualizza un particolare modello di pressione e la sua frequenza di occorrenza durante gli inverni analizzati.

Descrizione dei Regimi:

1. NAO- (21%): Questo pannello mostra la fase negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica, con un’alta pressione predominante sui subtropici e una bassa pressione vicino alla Groenlandia. Questo pattern è associato a inverni più freddi e secchi nell’Europa nord-occidentale.
2. Bloccaggio (29%): Rappresentato nel pannello in alto a destra, evidenzia un’alta pressione sopra la Scandinavia. Tale condizione porta a un clima stabile e a temperature particolarmente fredde verso l’est d’Europa.
3. NAO+ (26%): Il terzo pannello, in basso a sinistra, mostra la fase positiva dell’Oscillazione Nord Atlantica, con bassa pressione marcata sull’Atlantico vicino all’Islanda e alta pressione nei subtropici. Questo regime tende a portare inverni più miti e piovosi in Europa.
4. Cresta Atlantica (25%): Illustrato nell’ultimo pannello in basso a destra, mostra un’alta pressione sull’Atlantico occidentale. Questo modello influisce su un clima più mite e secco per l’Europa occidentale.

Implicazioni Meteorologiche:

Queste configurazioni di pressione sono cruciali per determinare il tempo in Europa e nell’Atlantico Nord durante l’inverno. La percentuale associata a ciascun regime indica la relativa prevalenza, offrendo una base per prevedere i tipi di condizioni meteorologiche che possono essere più frequenti in un dato inverno.

Dettagli Tecnici:

• Intervalli di Contorno: Ogni linea di contorno differisce di 2 hPa, dettagliando con precisione le variazioni di pressione.

Queste mappe sono strumenti fondamentali per climatologi e meteorologi, fornendo una comprensione approfondita dei pattern climatici a larga scala e della loro influenza sul clima invernale.

4. Variabilità Temporale della NAO

La struttura spaziale della NAO non ha una definizione univoca, quindi non esiste un indice universalmente riconosciuto per tracciare la sua evoluzione temporale. Gli indici della NAO più recenti derivano generalmente dalla differenza diretta tra le anomalie della pressione superficiale in specifiche località del nord e del sud, oppure dalle serie temporali dei PC della principale funzione ortogonale empirica (EOF) della SLP. Numerosi sono gli esempi del primo tipo, basati su dati strumentali di stazioni vicine ai centri d’azione della NAO, come quelli documentati da Rogers nel 1984 e da Hurrell nel 1995, o anche su analisi grigliate della SLP, come quelle di Portis e altri nel 2001.

Tuttavia, un limite degli indici basati su stazioni è la loro immutabilità spaziale. Considerato il movimento dei centri d’azione della NAO durante l’anno, questi indici catturano efficacemente la variabilità della NAO solo in certi periodi (Hurrell e van Loon, 1997). Inoltre, le misurazioni delle stazioni possono essere influenzate da fenomeni meteorologici minori e transitori non legati alla NAO, introducendo quindi del rumore nei dati.

D’altra parte, l’approccio basato sulle serie temporali dei PC offre una rappresentazione più fedele dell’intero pattern spaziale della NAO. Questi indici, però, possono essere calcolati solo per periodi limitati a causa della dipendenza dai dati grigliati della SLP, che sono disponibili per intervalli più brevi rispetto a quelli delle stazioni. Qui confrontiamo un indice basato su stazioni con la serie temporale del PC1 dell’EOF principale, sia per il settore atlantico che per la SLP dell’emisfero nord. Quest’ultimo indice è noto come indice NAM, definito da Thompson e Wallace nel 1998.

Nel contesto di questo studio, esaminiamo anche la cronologia degli eventi dei regimi della NAO identificati nella Figura 9, con un focus particolare sulla stagione invernale (dicembre-marzo). L’indice stazionale invernale della NAO di Hurrell, mostrato nella Figura 10, rivela che valori positivi indicano venti occidentali più forti del normale nelle medie latitudini. La correlazione tra questo indice e il PC1 della SLP del settore atlantico è molto alta (0.92), confermando che l’indice basato su stazioni riflette adeguatamente la variabilità temporale del pattern spaziale medio della NAO in inverno.

Questi risultati riaffermano che la NAO e la NAM rappresentano fondamentalmente lo stesso tipo di variabilità nella troposfera. Considerando le anomalie stagionali, il coefficiente di correlazione tra le due serie temporali dei PC1 si riduce leggermente a 0.89.

Un’osservazione chiave dalla Figura 10 è che la NAO non mostra una predilezione per una specifica scala temporale. Cambiamenti significativi possono avvenire sia da un inverno all’altro sia su scala decennale. Le analisi spettrali suggeriscono che la NAO segue un modello prevalentemente stocastico, con un ciclo fondamentale di circa 10 giorni, come analizzato da Feldstein nel 2000 utilizzando dati giornalieri.

Le fluttuazioni della NAO su scala interannuale e più lunga, osservate nella Figura 10, potrebbero essenzialmente essere un residuo statistico della variabilità energetica settimanale. Tuttavia, questo paradigma che attribuisce le variazioni al “rumore climatico” non riesce a spiegare l’incremento della variabilità interannuale della NAO osservato nella seconda metà del ventesimo secolo (Feldstein, 2000, 2002). In quel periodo, è probabile che altri componenti del sistema climatico abbiano avuto un ruolo rilevante. Infatti, molti studi hanno proposto che le variazioni negli scambi di calore tra atmosfera e oceano, i ghiacci marini e/o i sistemi terrestri potrebbero influenzare la variabilità della NAO su scale che vanno dalla stagionale alla pluridecennale (Hurrell et al., 2003).

Un’altra prospettiva viene offerta dalla storia temporale dell’occorrenza dei regimi della NAO, del Blocco e della Cresta Atlantica, come mostrato nella Figura 8 e approfondito nella Figura 11. Qui si rappresenta la frequenza con cui ciascun regime si presenta durante l’inverno (dicembre-marzo), espressa nel numero di giorni in cui il regime è prevalente. Entrambi i regimi NAO mostrano una significativa variabilità interannuale, con periodi in cui un regime predomina quasi esclusivamente sull’altro. Per esempio, il regime NAO positivo si è verificato raramente negli anni ’60, mentre il regime negativo è stato quasi assente negli anni ’90, conformemente alla tendenza crescente degli indici NAO tradizionali in quel periodo (Fig. 10).

L’analisi dei regimi evidenzia anche due punti cruciali. In primo luogo, esiste una notevole varianza all’interno della stagione nella circolazione atmosferica dell’Atlantico Nord: la maggior parte degli inverni non è dominata da un unico regime atmosferico. Piuttosto, le anomalie della circolazione in un dato mese possono riflettere la fase positiva della NAO, mentre in un altro mese possono rassomigliare alla fase negativa o ad altri pattern completamente diversi. Ad esempio, dal 2001, più giorni invernali sull’Atlantico Nord sono stati caratterizzati da anomalie che si allineano più con i modelli di Cresta Atlantica o di Blocco piuttosto che con le fasi della NAO (Fig. 11). Inoltre, il numero di giorni con indice NAO positivo e negativo è stato quasi lo stesso durante questo periodo, in linea con i valori medi invernali relativamente bassi degli indici NAO convenzionali (Fig. 10).

Quindi, il secondo punto chiave è che, sebbene la NAO rappresenti il principale schema di variabilità della circolazione atmosferica sull’Atlantico Nord, essa spiega solo una frazione della varianza totale e la maggior parte degli inverni non può essere definita unicamente attraverso il modello canonico della NAO rappresentato nella Figura 6.

La Figura 10 illustra gli indici normalizzati della Oscillazione Nord Atlantica (NAO) durante i mesi invernali (dicembre-marzo), basati sui dati della pressione al livello del mare (SLP). Questi indici sono rappresentati in tre diversi pannelli, ognuno dei quali utilizza una metodologia specifica per calcolare le variazioni della NAO.

Spiegazione dei Pannelli

1. Pannello Superiore (NAO Station):
   • L’indice è derivato dalla differenza tra le pressioni al livello del mare normalizzate di Lisbona, Portogallo e Stykkisholmur/Reykjavik, Islanda.
   • La normalizzazione è effettuata dividendo ciascuna pressione stagionale per la deviazione standard del periodo di riferimento 1864-1983.
   • Le linee più spesse indicano l’indice levigato, che rimuove le fluttuazioni con periodi inferiori ai quattro anni per evidenziare le tendenze a più lungo termine.
2. Pannello Centrale (NAO Atlantic PC1):
   • Questo indice mostra la serie temporale del primo componente principale (PC1) dell’analisi della funzione ortogonale empirica (EOF) principale della SLP nel settore atlantico.
   • Analogamente al primo pannello, è presente una linea spessa che rappresenta l’indice levigato, utilizzato per smussare le variazioni a breve termine e concentrarsi sulle tendenze di fondo.
3. Pannello Inferiore (NAM NH PC1):
   • Simile al pannello centrale ma applicato all’emisfero nord nel suo complesso, non solo al settore atlantico.
   • La linea spessa qui rappresenta anch’essa l’indice levigato, che aiuta a visualizzare le tendenze più significative e persistenti.

Osservazioni Generali

• Gli indici tracciano le variazioni della pressione atmosferica tra il nord Europa e l’Islanda, riflettendo l’evoluzione temporale della NAO e la sua impatto sul clima.
• L’asse orizzontale di ciascun grafico indica l’anno, con l’anno mostrato che corrisponde a gennaio della stagione invernale indicata (es., 1990 rappresenta l’inverno del 1989/1990).
• L’approccio di levigatura degli indici consente di filtrare le fluttuazioni minori e stagionali, mettendo in evidenza le variazioni più ampie e a lungo termine.

Questi indici forniscono una comprensione chiara delle fluttuazioni decennali e delle tendenze di lungo periodo nella circolazione atmosferica sull’Atlantico Nord, offrendo spunti preziosi per studi sui cambiamenti climatici e il loro impatto sulle condizioni meteorologiche invernali in Europa e oltre.

La Figura 11 visualizza la cronologia dell’occorrenza dei regimi meteorologici della NAO (Oscillazione Nord Atlantica), della Cresta Atlantica e del Blocco durante i mesi invernali (dicembre-marzo) dal 1950 al 2006. I diagrammi mostrano il numero di giorni per ciascuna stagione invernale in cui i vari regimi sono stati dominanti.

Dettagli dei Grafici:

1. Primo Grafico (Superiore) – Regimi NAO+ e NAO-:
   • Questo grafico presenta le occorrenze dei regimi NAO+ (positivo) e NAO- (negativo) attraverso barre verticali che rappresentano il numero di giorni per ogni inverno in cui ciascun regime è stato prevalente.
   • Il regime NAO+ si associa a inverni europei generalmente più miti, contraddistinti da alta pressione sui subtropici e bassa pressione vicino all’Islanda.
   • Il regime NAO-, caratterizzato dall’inversione di questa configurazione di pressione, è spesso collegato a inverni più freddi e secchi in Europa.
2. Secondo Grafico (Inferiore) – Regimi di Blocco e Cresta Atlantica:
   • Le barre in questo grafico indicano i giorni di prevalenza dei regimi di Blocco e della Cresta Atlantica.
   • Il regime di Blocco, con alta pressione sulla Scandinavia, può portare a condizioni di stabilità atmosferica e temperature particolarmente basse.
   • Il regime della Cresta Atlantica, caratterizzato da alta pressione sull’Atlantico occidentale, tende a favorire condizioni più miti sull’Europa occidentale.

Interpretazione:

• L’asse verticale mostra il numero di giorni per stagione (da -90 a +90) in cui un determinato regime è stato attivo.
• L’asse orizzontale indica l’anno di riferimento, con l’anno mostrato che corrisponde a gennaio della stagione invernale successiva (ad esempio, il 1990 si riferisce all’inverno 1989/1990).

Conclusioni:

Questi grafici offrono una visione dettagliata della frequenza e della distribuzione temporale dei principali regimi meteorologici che influenzano l’Europa e l’Atlantico Nord durante l’inverno. L’analisi delle tendenze e delle variazioni nei regimi può aiutare a comprendere meglio i cambiamenti climatici a lungo termine e a migliorare le previsioni meteorologiche e climatiche. Le fluttuazioni tra questi regimi hanno implicazioni dirette sulle condizioni meteorologiche, sottolineando l’importanza di monitorare questi pattern per la gestione delle risorse e la pianificazione climatica.

5. Impatti dell’OSCILLAZIONE DEL NORD ATLANTICO (NAO) L’oscillazione del Nord Atlantico (NAO) gioca un ruolo chiave nel determinare le temperature invernali nell’emisfero nord. Le temperature dell’aria e della superficie del mare nelle vaste aree dell’Oceano Atlantico del Nord, del Nord America, dell’Artico, dell’Eurasia e del Mediterraneo sono strettamente legate alle fluttuazioni dell’NAO. Questi cambiamenti influenzano non solo la tempestosità e le precipitazioni, ma anche il contenuto termico degli oceani, le correnti oceaniche, il trasporto di calore e la copertura del ghiaccio marino, impattando significativamente su diverse attività umane e sugli ecosistemi marini, d’acqua dolce e terrestri. Qui di seguito offriamo un breve resoconto di questi impatti, con particolare attenzione agli ecosistemi marini. Per una trattazione più approfondita, si rimanda ad altre pubblicazioni che esplorano gli effetti sugli ecosistemi terrestri (ad es., Mysterud et al., 2003) e su quelli d’acqua dolce (Straile et al., 2003).

È fondamentale ricordare che l’impatto specifico di questi cambiamenti può dipendere crucialmente dai dettagli locali o regionali dei modelli di circolazione atmosferica, che non sempre sono completamente rappresentati da un indice semplificato come l’NAO. Ad esempio, l’esportazione di ghiaccio marino attraverso lo Stretto di Fram è influenzata dal gradiente di pressione attraverso lo stretto e dalle componenti dei venti settentrionali, i quali mostrano una correlazione variabile con l’NAO nel tempo, rendendo questa associazione non costante (Hilmer e Jung, 2000).

5.1. Tempeste e precipitazioni L’associazione dell’NAO con i modelli di circolazione sull’Atlantico Nord comporta variazioni nell’intensità e nella frequenza delle tempeste, nei loro percorsi e nel clima associato. In inverno, un percorso di tempeste ben definito collega i bacini del Nord Pacifico e dell’Atlantico Nord, con la massima attività tempestosa concentrata sugli oceani. Le variazioni nella tempestosità dipendono dal metodo di analisi e dalla focalizzazione su caratteristiche di superficie o d’alta quota. In generale, gli inverni con un indice NAO positivo vedono uno spostamento verso nord-est delle attività tempestose atlantiche, con un aumento dell’attività da Terranova verso l’Europa settentrionale e una diminuzione al sud (Rogers, 1990, 1997; Hurrell e van Loon, 1997; Serreze et al., 1997; Alexandersson et al., 1998). Questi inverni sono inoltre caratterizzati da tempeste più intense e frequenti vicino all’Islanda e al Mare di Norvegia (Serreze et al., 1997; Deser et al., 2000).

I cambiamenti prolungati nel clima delle tempeste hanno indotto una risposta marcata negli oceani. Per esempio, durante gli inverni con un indice NAO persistente e positivo degli anni ’90, si sono registrati aumenti dell’altezza delle onde nell’Atlantico nord-orientale e una diminuzione a sud del 40°N (Bacon e Carter, 1993; Kushnir et al., 1997; Carter, 1999). Queste variazioni influenzano l’ecologia regionale e hanno ripercussioni sull’operatività e sulla sicurezza della navigazione, delle piattaforme offshore e dello sviluppo costiero.

I cambiamenti nei flussi medi e nella tempestosità legati alle oscillazioni dell’indice NAO si riflettono anche in variazioni significative nel trasporto e nella convergenza dell’umidità atmosferica, influenzando così la distribuzione dell’evaporazione e delle precipitazioni. Ad esempio, durante gli inverni con un alto indice NAO, l’evaporazione supera le precipitazioni in vasti tratti della Groenlandia e dell’Artico canadese, con variazioni di circa 1 mm al giorno. Condizioni più aride dello stesso ordine di grandezza si verificano anche in ampie zone dell’Europa centrale e meridionale, del Mediterraneo e di alcune parti del Medio Oriente, mentre piogge superiori alla norma si abbattono dall’Islanda alla Scandinavia (Hurrell, 1995; Dai et al., 1997; Dickson et al., 2000; Visbeck et al., 2003).

la figura 13 rappresenta le variazioni medie di evaporazione (E) e precipitazione (P) durante l’inverno (dicembre-marzo) in relazione alle fluttuazioni dell’indice NAO. Nella mappa, vengono confrontati gli anni in cui l’indice NAO supera una deviazione standard con quelli in cui scende sotto la soglia di una deviazione standard negativa.

Il campo E–P, ovvero la differenza tra evaporazione e precipitazione, è calcolato come il residuo del bilancio di umidità atmosferica. I dati utilizzati provengono dalle analisi reanalizzate del NCEP/NCAR per il periodo 1958-2001, e sono stati limitati a 21 numeri d’onda per facilitare l’analisi.

Sulla mappa, le aree con ombreggiatura scura indicano dove l’evaporazione supera le precipitazioni di almeno 0,3 mm al giorno (E > P), suggerendo un surplus di umidità. Al contrario, le aree con ombreggiatura chiara mostrano dove le precipitazioni eccedono l’evaporazione di almeno 0,3 mm al giorno (P > E), indicando un deficit di umidità. Questa rappresentazione grafica aiuta a comprendere visivamente come l’indice NAO influenzi il bilancio di umidità in diverse regioni geografiche, evidenziando l’impatto diretto dell’NAO su climi e condizioni meteorologiche variabili.

5.2. SST (Temperature della Superficie del Mare)

Da tempo è noto che esiste una correlazione tra le fluttuazioni delle temperature della superficie del mare (SST) e l’intensità dell’NAO. Il modello predominante di variabilità delle SST durante l’inverno boreale è caratterizzato da una struttura tri-polare: un’anomalia fredda nell’Atlantico Nord subpolare, un’anomalia calda nelle medie latitudini presso Capo Hatteras e un’anomalia fredda subtropicale tra l’equatore e il 30°N. Queste anomalie sembrano essere generate dai cambiamenti nei flussi di calore tra aria e mare e dalle correnti di Ekman, indotte dai venti superficiali, legate alle variazioni dell’NAO (Marshall et al., 2001a; Visbeck et al., 2003). La relazione tra SST e NAO è particolarmente forte quando l’indice dell’NAO precede di alcune settimane l’indice di variabilità delle SST, evidenziando come le SST degli oceani extratropicali reagiscono alle forzature atmosferiche su basi mensili e stagionali (ad esempio, Cayan, 1992a,b; Battisti et al., 1995; Delworth, 1996; Deser e Timlin, 1997). Un’analisi delle SST dell’Atlantico Nord durante gli inverni con alto e basso indice NAO evidenzia chiaramente il modello tri-polare menzionato (Fig. 14).

Su periodi più estesi, le anomalie persistenti delle SST sembrano correlarsi con persistenti schemi anomali della pressione atmosferica al livello del mare (SLP), compresi quelli legati all’NAO. Tuttavia, i meccanismi con cui l’atmosfera modula le anomalie delle SST su scale temporali decennali sono diversi rispetto a quelli che operano su scale annuali (si veda Bjerknes, 1964 per una trattazione pionieristica di questo argomento). Su scale temporali decennali e oltre, l’oceano si adatta dinamicamente ai cambiamenti nel vento, sia attraverso il pompaggio di Ekman in loco sia tramite variazioni nella circolazione a scala di giro (Marshall et al., 2001b; Visbeck et al., 2003). Questo adattamento dinamico modifica i trasporti di calore oceanici, orizzontali e verticali, influenzando a loro volta le SST. È probabile, per esempio, che una forzatura NAO sostenuta porti a una risposta complessiva delle SST in cui le parti settentrionali e subtropicali del modello tri-polare tendono a fondersi (Visbeck et al., 2003). Si osservano anche evidenze di uno spostamento verso nord della Corrente del Golfo durante la fase positiva dell’NAO, in linea con l’adattamento di Sverdrup della circolazione del giro oceanico.

5.3. Cambiamenti nel Profondo dell’Oceano

Le osservazioni oceaniche subacquee offrono un quadro più chiaro della variabilità climatica a lungo termine, dato che l’influenza del ciclo annuale e della variabilità mensile nella circolazione atmosferica si riduce rapidamente con la profondità. Sebbene queste misurazioni siano meno frequenti rispetto a quelle superficiali, indicano comunque nel Nord Atlantico fluttuazioni coerenti con l’indice NAO invernale a bassa frequenza fino a profondità di 400 metri (Curry e McCartney, 2001).

La profondità dello strato misto oceanico (MLD) è un fattore fisico cruciale che influisce sulla produttività biologica marina e sulla dinamica degli ecosistemi. Questa profondità determina sia la quantità di luce solare disponibile che la concentrazione di nutrienti accessibili al fitoplancton per la fotosintesi. La MLD è modulata dalle condizioni atmosferiche e oceaniche attraverso la miscelazione verticale indotta dal vento, gli scambi termici e l’upwelling. Analizzando i mesi invernali (dicembre-marzo) dal 1955 al 2003, utilizzando i dati di White (1995), si osserva che la risposta della MLD all’NAO comprende una zona di anomalie negative (strati misti più superficiali del normale) che si estende dall’USA sudorientale fino alla Spagna e una zona di anomalie positive più deboli a sud (Fig. 15). Si noti che i dati insufficienti non consentono di determinare le variazioni della MLD relative all’NAO nell’Atlantico Nord subpolare. Questo schema di anomalie della MLD riflette il modello di anomalie delle SST associate all’NAO (Fig. 14), con anomalie negative della MLD corrispondenti a quelle positive delle SST e viceversa.

Il pattern tri-polare delle SST (Fig. 14) si ripete da un inverno all’altro con scarsa persistenza durante l’estate intermedia (Watanabe e Kimoto, 2000; Timlin et al., 2002; Deser et al., 2003; de Coëtlogon e Frankignoul, 2003). Il meccanismo di questa memoria da inverno a inverno delle anomalie delle SST è dovuto al ciclo stagionale della MLD tramite il cosiddetto “meccanismo di riemergenza” (Alexander e Deser, 1995). In sintesi, l’NAO invernale genera un modello tri-polare di anomalie di temperatura oceanica che si estendono fino alla base dello strato misto profondo invernale. Queste anomalie persistono in profondità durante la primavera e l’estate all’interno della termoclina stagionale, isolate dall’atmosfera dalla formazione di uno strato misto superficiale in risposta all’aumento della radiazione solare e al rallentamento della miscelazione causato da venti superficiali più deboli. La segregazione termina nel successivo autunno o inizio inverno, quando lo strato misto si approfondisce nuovamente a causa dell’intensificazione della circolazione atmosferica extratropicale stagionale, e le anomalie termiche create l’inverno precedente vengono reincorporate nello strato misto, influenzando le SST. Questo ri-incorporamento porta quindi alla “riemergenza” delle anomalie delle SST dell’inverno precedente.

La risposta oceanica alla variabilità dell’NAO si manifesta anche nei cambiamenti nella distribuzione e nell’intensità delle attività convettive invernali nel Nord Atlantico settentrionale. Il rinnovamento convettivo delle acque intermedie e profonde nel Mare del Labrador e nei mari della Groenlandia-Islanda-Norvegia (GIN) contribuisce in modo significativo alla produzione e all’esportazione dell’Acqua Profonda del Nord Atlantico, sostenendo così la circolazione termoalina globale. L’intensità della convezione invernale in questi siti varia notevolmente sia annualmente sia decennalmente, in modo apparentemente sincronizzato con le variazioni dell’NAO (Dickson et al., 1996). Ad esempio, la convezione profonda nel Mare del Labrador era la più debole e superficiale registrata nel periodo post-bellico durante la fine degli anni ’60. Da allora, l’acqua del Mare del Labrador è diventata progressivamente più fredda e meno salata, con intensa attività convettiva fino a profondità oceaniche senza precedenti nei primi anni ’90 (Visbeck et al., 2003; loro Fig. 10). Invece, negli anni più recenti, acque profonde più calde e salate sono risultate da una convezione soppressa nei mari GIN, mentre le prove dei traccianti indicano che una convezione intensa è probabilmente avvenuta alla fine degli anni ’60 (Schlosser et al., 1991). Una recente recensione comprensiva degli impatti dell’NAO sulla circolazione e idrografia dei mari nordici è stata fornita da Furevik e Nilsen (2007).

La figura 14 mostra le differenze medie nella temperatura superficiale del mare (SST) durante l’inverno (dicembre-marzo), confrontando gli anni in cui l’indice NAO supera una deviazione standard nel periodo dal 1950 al 2006. L’indice NAO è definito secondo i criteri esposti nel pannello centrale della figura 10, che non è inclusa qui. Nella mappa, l’incremento dei contorni è di 0,3 °C.

I contorni pieni sulla mappa indicano le aree dove la differenza di temperatura è positiva, ossia le temperature sono più elevate della media. Al contrario, i contorni tratteggiati mostrano le regioni dove la differenza di temperatura è negativa, quindi le temperature sono più basse della media. Questo aiuta a visualizzare l’effetto dell’indice NAO sulle temperature superficiali del mare in diverse parti dell’Atlantico durante i mesi invernali. In particolare, le aree con contorni pieni tendono a essere più calde del normale negli anni con un indice NAO elevato, mentre quelle con contorni tratteggiati sono generalmente più fredde.

La figura 15 mostra le differenze nella profondità dello strato misto oceanico durante i mesi invernali (dicembre-marzo), confrontando gli anni in cui l’indice NAO supera una deviazione standard nel periodo dal 1955 al 2003. L’indice NAO è definito secondo quanto indicato nel pannello centrale della figura 10, che non è mostrata qui.

Sulla mappa, i contorni sono distanziati di 6 metri. I contorni pieni indicano un aumento della profondità dello strato misto, suggerendo che in quegli anni lo strato misto è più profondo del normale. Questo fenomeno si verifica tipicamente in anni con un indice NAO alto. D’altra parte, i contorni tratteggiati segnalano una riduzione della profondità dello strato misto, mostrando che in certi anni questo strato è meno profondo del solito.

Questa visualizzazione mette in luce come le variazioni nell’indice NAO influenzino significativamente la profondità dello strato misto oceanico in varie regioni dell’Atlantico. Zone con strati misti più profondi possono indicare un’intensificata attività di mescolamento verticale, che è fondamentale per la circolazione di nutrienti e per l’influenza sulla temperatura dell’acqua, entrambi elementi cruciali per la biodiversità marina e i modelli climatici regionali.

5.4. Ghiaccio Marino

Il modello dominante di variabilità delle concentrazioni di ghiaccio marino artico in inverno mostra un’alternanza nell’estensione del ghiaccio tra i mari del Labrador e della Groenlandia. Sono evidenti forti variazioni interannuali nei cambiamenti del ghiaccio marino, così come fluttuazioni a lungo termine, tra cui si nota una tendenza negli ultimi 30 anni a una riduzione della concentrazione di ghiaccio durante l’inverno boreale ad est della Groenlandia, e un incremento a ovest. Queste variazioni del ghiaccio marino sono strettamente collegate a significativi cambiamenti nella pressione atmosferica al livello del mare (SLP), che ricalcano fedelmente le oscillazioni dell’NAO (Deser et al., 2000).

Quando l’NAO si trova nella sua fase positiva, il confine del ghiaccio marino nel Mare del Labrador si sposta più a sud, mentre nel Mare della Groenlandia il confine del ghiaccio si trova a nord rispetto alla sua estensione climatologica media (dato non mostrato). Questo fenomeno è coerente con l’ipotesi che l’atmosfera influenzi direttamente le anomalie del ghiaccio marino, sia dinamicamente tramite anomalie nella deriva del ghiaccio spinta dal vento, sia termodinamicamente attraverso variazioni nella temperatura dell’aria superficiale.

La correlazione tra l’indice NAO e un indice delle variazioni del ghiaccio marino nell’Atlantico Nord è marcata, sebbene non sia applicabile a tutti gli inverni singolarmente (Deser et al., 2000; Hilmer e Jung, 2000; Lu e Greatbatch, 2002), evidenziando così l’importanza della circolazione atmosferica regionale nel modulare l’estensione del ghiaccio marino. In generale, nell’ultimo decennio si è osservato un arretramento dei margini del ghiaccio in tutto l’Artico, anche durante gli inverni recenti caratterizzati da deboli anomalie nella circolazione atmosferica correlate all’NAO.

6. Riepilogo e sfide

In questo articolo abbiamo esaminato la variabilità modale nell’Atlantico Nord, concentrandoci in particolare sull’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), il principale fattore di variabilità climatica regionale. Numerosi studi, alcuni dei quali presenti in questo numero speciale, hanno evidenziato gli impatti significativi dell’NAO su vari processi ecologici e sui modelli di abbondanza e dinamica delle specie (Alheit e Bakun, 2010-questo numero). L’NAO influisce, ad esempio, su fluttuazioni di temperatura e salinità, miscelazione verticale, pattern di circolazione e formazione di ghiaccio nell’Atlantico Nord, impattando la biologia marina attraverso meccanismi diretti e indiretti (es., Drinkwater et al., 2003). Capire i meccanismi che regolano l’NAO e la sua evoluzione nel tempo è quindi di cruciale importanza.

La variabilità della circolazione atmosferica, manifestata principalmente attraverso l’NAO, è prevalentemente generata dalla dinamica interna e non lineare dell’atmosfera extratropicale. Le interazioni tra il flusso medio temporale e le eddies transitorie su scala sinottica sono i principali meccanismi dinamici di controllo. Di conseguenza, i cambiamenti mensili e annuali nella fase e nell’ampiezza dell’NAO sono largamente imprevedibili. Tuttavia, è importante riconoscere che le forze esterne possono orientare l’atmosfera verso valori alti o bassi dell’indice NAO in specifici mesi o stagioni. Anche un minimo grado di prevedibilità può risultare utile, dato il notevole impatto che l’NAO ha sul clima e sugli ecosistemi dell’emisfero nord, rendendo fondamentale una migliore comprensione di come l’NAO risponda alle forzature esterne, particolarmente rilevante nel dibattito attuale su variabilità climatica e cambiamenti.

Vari meccanismi sono stati proposti per influenzare lo stato dettagliato dell’NAO. All’interno dell’atmosfera, ad esempio, si è visto che variazioni nel riscaldamento tropicale possono modificare la circolazione atmosferica sopra l’Atlantico Nord e, in particolare, l’NAO. La convezione tropicale, influenzata dalla distribuzione delle temperature superficiali del mare, che mostrano una persistenza maggiore rispetto alle variazioni nelle medie latitudini, è un altro fattore sensibile.

Questo potrebbe quindi offrire una certa prevedibilità del fenomeno NAO. Ad esempio, uno studio di Hoerling et al. (2004) basato su esperimenti di modellazione della circolazione atmosferica generale, mostra che circa metà del recente aumento dell’indice NAO invernale dal 1950 al 1999 può essere attribuito all’aumento delle precipitazioni sull’Oceano Indiano tropicale, risposta al riscaldamento della superficie marina sottostante. Anche Sutton e Hodson (2003) hanno trovato prove di una forzatura dell’NAO dall’Oceano Indiano tropicale su scale temporali prolungate, ma, a differenza di Hoerling et al. (2004), concludono che tale effetto è secondario rispetto alla forzatura proveniente dall’Atlantico Nord. In aggiunta, recenti studi di modellazione hanno indicato che la risposta atmosferica al riemergere del tri-polare SST dell’Atlantico Nord assomiglia alla fase dell’NAO che ha generato il tri-polare SST l’inverno precedente, aumentando così leggermente la persistenza dell’NAO da un inverno all’altro (es., Cassou et al., 2007). Tuttavia, il peso dell’interazione oceano-atmosfera tropicale rispetto a quella extratropicale nell’influenzare l’NAO non è ancora stato pienamente determinato.

Le interazioni con la bassa stratosfera potrebbero anche essere rilevanti. Questo meccanismo è di interesse perché potrebbe spiegare come i cambiamenti nella composizione atmosferica influenzino l’NAO. Per esempio, variazioni nell’ozono, nelle concentrazioni di gas serra e/o nei livelli di radiazione solare possono alterare il bilancio radiativo della stratosfera che, a sua volta, modula la forza del vortice polare invernale. Data la lunga durata della variabilità della circolazione stratosferica (le anomalie persistono per settimane), il collegamento dinamico tra stratosfera e troposfera tramite interazioni di flusso medio ondoso potrebbe offrire un livello utile di capacità predittiva per l’NAO invernale. Un recente esempio del ruolo della bassa stratosfera nell’NAO invernale riguarda le condizioni di copertura nevosa in Eurasia. Cohen et al. (2002) e Gong et al. (2002) hanno descritto un meccanismo per cui l’estensione autunnale della neve in Eurasia influisce sull’NAO invernale attraverso un accoppiamento dinamico tra stratosfera e troposfera, con un’estensione di neve in ottobre superiore (inferiore) alla norma che porta a una fase negativa (positiva) dell’NAO invernale.

Una sfida urgente è approfondire la nostra comprensione dell’interazione tra la forzatura dei gas serra e l’NAO. Sembra ora che possa esistere una relazione deterministica, che potrebbe permettere una certa prevedibilità a bassa frequenza e quindi richiede uno studio attento. Inoltre, sebbene la prevedibilità della variabilità stagionale e interannuale dell’NAO sarà probabilmente bassa, alcune applicazioni potrebbero beneficiare del fatto che questo fenomeno lascia impronte durature sulle condizioni di superficie, specialmente sugli oceani. Allo stesso tempo, la risposta degli ecosistemi marini e terrestri a un cambiamento nell’indice NAO potrebbe amplificare o ridurre i livelli di diossido di carbonio atmosferico, fornendo così un feedback positivo o negativo.

https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S0924796309000815